Câmpul magnetic al Pământului

Câmpul magnetic al Pământului sau câmpul geomagnetic este un câmp magnetic generat de surse intraterestre. Subiectul de studiu al geomagnetismului . A apărut acum 4,2 miliarde de ani [1] .

Structura și caracteristicile câmpului magnetic al Pământului

Câmpul magnetic propriu al Pământului (câmpul geomagnetic) poate fi împărțit în următoarele părți principale [2] :

domeniul principal,
domenii ale anomaliilor lumii,
câmp magnetic extern.

Câmp principal

Mai mult de 90% din el constă dintr-un câmp, a cărui sursă se află în interiorul Pământului, în miezul exterior lichid - această parte este numită câmp principal, principal sau normal [3] [4] [5] . Este aproximat ca o serie în armonici - o serie gaussiană , iar în prima aproximare lângă suprafața Pământului (până la trei din razele sale) este aproape de câmpul unui dipol magnetic , adică se pare că globul este un magnet bandă cu o axă îndreptată aproximativ de la nord la sud [2] [6] [3] [7] [8] . Centrul acestui dipol este deplasat față de centrul Pământului, iar axa este înclinată față de axa de rotație a Pământului cu un unghi de aproximativ 10°. La același unghi, polii geomagnetici sunt separați de polii geografici corespunzători - punctele de intersecție a axei dipolului cu suprafața Pământului [4] . Poziția lor în diferite momente de timp este calculată în cadrul unuia sau altuia model al câmpului magnetic, care determină într-un fel sau altul primii trei coeficienți din seria Gauss [3] . Aceste modele globale, cum ar fi Câmpul Internațional de Referință Geomagnetic (IGRF) [9] și Modelul Magnetic Mondial (WMM) [10] , sunt produse de diverse organizații internaționale de geofizică și sunt validate la fiecare 5 ani și seturi actualizate de Se publică coeficienți gaussieni, care determină toate datele privind starea câmpului geomagnetic și parametrii acestuia [4] . Deci, conform modelului WMM2015, polul geomagnetic nord (de fapt, este polul sudic al magnetului) are coordonatele de 80,37° N. SH. și 72,62° V D., polul geomagnetic sud - 80,37 ° S. latitudine, 107,38° E etc., înclinarea axei dipolului față de axa de rotație a Pământului este de 9,63° [3] [11] . Circumferința suprafeței Pământului perpendiculară pe axa magnetică, pe care un ac magnetic clar echilibrat rămâne absolut orizontal, se numește ecuator magnetic .

Câmpurile anomaliilor lumii

Liniile reale de câmp ale câmpului magnetic al Pământului, deși în medie apropiate de liniile de forță ale dipolului, diferă de acestea prin neregularități locale asociate cu prezența rocilor magnetizate în crustă , situate aproape de suprafață. Din această cauză, în unele locuri de pe suprafața pământului, parametrii câmpului diferă mult de valorile din zonele apropiate, formând așa-numitele anomalii magnetice [2] [4] [7] [8] . Ele pot fi suprapuse una peste alta dacă corpurile magnetizate care le provoacă se află la adâncimi diferite [5] .

Existența câmpurilor magnetice în zonele locale extinse ale învelișurilor exterioare ale Pământului duce la faptul că polii magnetici adevărați - puncte (sau mai bine zis, zone mici) în care liniile câmpului magnetic sunt absolut verticale - nu coincid cu geomagneticele. cele, în timp ce nu se află pe suprafața Pământului în sine, și sub aceasta [4] [3] [6] . Coordonatele polilor magnetici la un moment dat sunt calculate, de asemenea, în cadrul diferitelor modele ale câmpului geomagnetic prin găsirea tuturor coeficienților din seria Gaussiană printr-o metodă iterativă. Astfel, conform modelului actual WMM, în 2015 polul nord magnetic era la 86° N. latitudine, 159° V D. și sudul - 64 ° S. latitudine, 137° E [3] . Valorile modelului actual IGRF12 sunt ușor diferite: 86,3°N. latitudine, 160° V pentru polul nord, 64,3°S latitudine, 136,6° E pentru sud [11] .

În consecință, axa magnetică - o linie dreaptă care trece prin polii magnetici - nu trece prin centrul Pământului și nu are diametrul său [6] [7] .

Pozițiile tuturor polilor sunt în continuă mișcare - polul geomagnetic precesează față de cel geografic cu o perioadă de aproximativ 1200 de ani [2] .

La începutul secolului al XXI-lea, rata de deplasare a polului nord magnetic a crescut de la 15 km/an la 55 km/an ( 2 mm/s ) [12]

Câmp magnetic extern

Este determinată de surse sub formă de sisteme de curent situate în afara suprafeței pământului, în atmosfera acestuia [2] [4] . În partea superioară a atmosferei (100 km și mai sus) - ionosferă - moleculele sale sunt ionizate, formând o plasmă densă rece care se ridică mai sus, prin urmare, o parte a magnetosferei Pământului deasupra ionosferei, extinzându-se pe o distanță de până la trei dintre ele. raze, se numește plasmasferă . Plasma este reținută de câmpul magnetic al Pământului, dar starea sa este determinată de interacțiunea sa cu vântul solar - fluxul de plasmă al coroanei solare [13] .

Astfel, la o distanță mai mare de suprafața Pământului, câmpul magnetic este asimetric, deoarece este distorsionat sub influența vântului solar: din partea Soarelui, este comprimat, iar în direcția Soarelui, capătă o „coadă” care se întinde pe sute de mii de kilometri, trecând dincolo de orbita Lunii [2 ] . Această formă particulară „codă” apare atunci când plasma vântului solar și a fluxurilor corpusculare solare curg în jurul magnetosferei Pământului - o regiune a spațiului cosmic apropiat de Pământ, încă controlată de câmpul magnetic al Pământului, și nu de Soare și alte surse interplanetare. [2] [4] [7] [ 8] ; este separat de spațiul interplanetar prin magnetopauză , unde presiunea dinamică a vântului solar este echilibrată de presiunea propriului câmp magnetic. Punctul subsolar al magnetosferei se află, în medie, la o distanță de 10 razele Pământului R ⊕ ; cu un vânt solar slab, această distanță ajunge la 15–20 R ⊕ , iar în perioada perturbărilor magnetice de pe Pământ, magnetopauza poate depăși orbita geostaționară (6,6 R ⊕ ) [2] . Coada alungită din partea nopții are un diametru de aproximativ 40 R⊕ și lungimea de peste 900 R⊕ ; pornind de la o distanta de aproximativ 8 R ⊕ , se imparte in parti printr-un strat neutru plat, in care inductia campului este apropiata de zero [2] [4] [7] [8] .

Câmpul geomagnetic, datorită configurației specifice a liniilor de inducție, creează o capcană magnetică pentru particulele încărcate - protoni și electroni. Captează și deține un număr mare dintre ele, astfel încât magnetosfera este un fel de rezervor de particule încărcate. Masa lor totală, conform diverselor estimări, variază de la 1 kg la 10 kg. Ele formează așa-numita centură de radiații , care acoperă Pământul din toate părțile, cu excepția regiunilor polare. Este împărțit condiționat în două - interne și externe. Limita inferioară a centurii interioare este situată la o altitudine de aproximativ 500 km, grosimea sa este de câteva mii de kilometri. Centura exterioară este situată la o altitudine de 10-15 mii km. Particulele centurii de radiații sub influența forței Lorentz fac mișcări periodice complexe din emisfera nordică în emisfera sudică și invers, în timp ce se deplasează încet în jurul Pământului în azimut. În funcție de energie, ele fac o revoluție completă în jurul Pământului într-un timp de la câteva minute până la o zi [7] .

Magnetosfera nu permite fluxurilor de particule cosmice să ajungă pe pământ [8] . Cu toate acestea, în coada sa, la distanțe mari de Pământ, puterea câmpului geomagnetic și, prin urmare, proprietățile sale de protecție, este slăbită, iar unele particule din plasmă solară au posibilitatea de a pătrunde în magnetosferă și capcane magnetice ale radiației. curele. Coada servește astfel ca loc pentru formarea fluxurilor de particule precipitante care provoacă aurore și curenți aurorali [2] . În regiunile polare, o parte din fluxul de plasmă solară invadează straturile superioare ale atmosferei din centura de radiații a Pământului și, ciocnind cu moleculele de oxigen și azot, le excită sau ionizează, iar în timpul tranziției inverse la starea neexcitată, atomii de oxigen emit fotonii cu λ = 0,56 μm și λ \u003d 0,63 μm, în timp ce moleculele de azot ionizat în timpul recombinării evidențiază benzile albastre și violete ale spectrului. În același timp, sunt observate aurore, în special dinamice și strălucitoare în timpul furtunilor magnetice . Ele apar în timpul perturbărilor în magnetosferă cauzate de creșterea densității și vitezei vântului solar cu creșterea activității solare [8] [7] .

Opțiuni câmp

O reprezentare vizuală a poziției liniilor de inducție magnetică a câmpului Pământului este dată de un ac magnetic, fixat în așa fel încât să se poată roti liber atât în jurul axei verticale, cât și în jurul axei orizontale (de exemplu, într- o suspensie de cardan ). ), - în fiecare punct din apropierea suprafeței Pământului, se instalează într-un anumit mod de-a lungul acestor linii.

Deoarece polii magnetici și geografici nu se potrivesc, acul magnetic indică direcția nord-sud doar aproximativ. Planul vertical în care este instalat acul magnetic se numește planul meridianului magnetic al locului dat, iar linia de-a lungul căreia acest plan se intersectează cu suprafața Pământului se numește meridianul magnetic [6] [8] . Astfel, meridianele magnetice sunt proiecții ale liniilor câmpului magnetic al Pământului pe suprafața sa, convergând la polii magnetici nord și sud [14] . Unghiul dintre direcțiile meridianelor magnetice și geografice se numește declinație magnetică . Acesta poate fi vestic (deseori notat cu semnul „−”) sau est (semnul „+”), în funcție de faptul că polul nord al acului magnetic se abate spre vest sau est de planul vertical al meridianului geografic [6] [7] [8] .

În plus, liniile câmpului magnetic al Pământului, în general, nu sunt paralele cu suprafața sa. Aceasta înseamnă că inducția magnetică a câmpului Pământului nu se află în planul orizontului unui loc dat, ci formează un anumit unghi cu acest plan - se numește înclinare magnetică [6] [8] . Este aproape de zero doar în punctele ecuatorului magnetic - circumferința unui cerc mare într-un plan care este perpendicular pe axa magnetică [3] .

Declinația magnetică și înclinarea magnetică determină direcția inducției magnetice a câmpului Pământului în fiecare loc anume. Și valoarea numerică a acestei mărimi poate fi găsită, cunoscând înclinarea și una dintre proiecțiile vectorului de inducție magnetică - pe axa verticală sau orizontală (aceasta din urmă se dovedește a fi mai convenabilă în practică). Astfel, acești trei parametri - declinația magnetică, înclinarea și valoarea absolută a vectorului de inducție magnetică B (sau vectorul intensității câmpului magnetic ) - caracterizează pe deplin câmpul geomagnetic într-o locație dată. Cunoașterea lor exactă pentru cel mai mare număr posibil de puncte de pe Pământ este extrem de importantă [6] [8] . Hărți magnetice speciale sunt întocmite cu izogoni (linii de aceeași declinație) și izocline (linii cu aceeași înclinație) necesare orientării folosind o busolă [8] . $\mathbf {B}$ $\mathbf {H}$

În medie, intensitatea câmpului magnetic al Pământului variază între 25 și 65 µT (0,25-0,65 gauss ) și depinde puternic de locația geografică [3] . Aceasta corespunde unei intensități medii a câmpului de aproximativ 0,5 Oe (40 A / m ) [2] . La ecuatorul magnetic, valoarea sa este de aproximativ 0,34 Oe , iar la polii magnetici este de aproximativ 0,66 Oe. În unele zone (anomalii magnetice), intensitatea crește brusc: în zona anomaliei magnetice Kursk , atinge 2. Oe [7] .

Momentul dipol magnetic al Pământului în 2015 a fost de 7,72⋅10 25 G cm³ (sau 7,72⋅10 22 A m²), scăzând în medie în ultimele decenii cu 0,007⋅10 25 G cm³ pe an [11] .

Natura câmpului magnetic al Pământului

Pentru prima dată, J. Larmor a încercat să explice existența câmpurilor magnetice ale Pământului și Soarelui în 1919 [19] propunând conceptul de dinam , conform căruia câmpul magnetic al unui corp ceresc este menținut sub influența mișcării hidrodinamice a unui mediu conductiv electric. Totuși, în 1934 T. Cowling [20] a demonstrat o teoremă privind imposibilitatea menținerii unui câmp magnetic axisimetric prin intermediul unui mecanism dinam hidrodinamic. Și întrucât majoritatea corpurilor cerești studiate (în special Pământul) au fost considerate simetrice axial, pe baza acestui fapt s-ar putea presupune că câmpul lor ar fi și simetric axial, iar atunci generarea lui conform acestui principiu ar fi imposibilă conform acestui teorema [21] . Chiar și Albert Einstein a fost sceptic cu privire la fezabilitatea unui astfel de dinam având în vedere imposibilitatea existenței unor soluții simple (simetrice). Abia mult mai târziu s-a demonstrat că nu toate ecuațiile cu simetrie axială care descriu procesul de generare a unui câmp magnetic au o soluție simetrică axial, iar în anii 1950. s-au găsit soluții nesimetrice [21] [16] .

De atunci, teoria dinamului a fost dezvoltată cu succes, iar astăzi cea mai frecvent acceptată explicație probabilă pentru originea câmpului magnetic al Pământului și al altor planete este un mecanism dinam auto-excitat bazat pe generarea unui curent electric într-un conductor pe măsură ce se mișcă într-un câmp magnetic generat și amplificat de acești curenți înșiși. Condițiile necesare sunt create în miezul Pământului : în miezul exterior lichid , constând în principal din fier la o temperatură de ordinul a 4-6 mii kelvin, care conduce un curent excelent, se creează fluxuri convective care elimină căldura din solid. miez interior (generat din cauza dezintegrarii elementelor radioactive sau a eliberării de căldură latentă în timpul solidificării materiei la limita dintre nucleul interior și exterior pe măsură ce planeta se răcește treptat). Forțele Coriolis răsucesc aceste fluxuri în spirale caracteristice, formând așa-numitele coloane Taylor . Datorită frecării straturilor, acestea capătă o sarcină electrică, formând curenți de buclă. Astfel, se creează un sistem de curenți care circulă de-a lungul unui circuit conductor în conductori care se deplasează într-un câmp magnetic (inițial prezent, deși foarte slab), ca într- un disc Faraday . Se creează un câmp magnetic, care, cu geometria favorabilă a fluxurilor, amplifică câmpul inițial, iar acesta, la rândul său, amplifică curentul, iar procesul de amplificare continuă până când pierderile datorate căldurii Joule, care cresc odată cu creșterea curentului, se echilibrează. afluxurile de energie datorate mișcărilor hidrodinamice [15] [22] [17] [23] . S-a sugerat că dinamul poate fi excitat din cauza forțelor de precesiune sau maree, adică că sursa de energie este rotația Pământului, dar cea mai comună și dezvoltată ipoteză este că aceasta este încă convecția termochimică [18] .

Matematic, acest proces este descris de ecuația de inducție magnetohidrodinamică [17] [18] [24]

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

unde u este viteza curgerii fluidului, B este inducția magnetică , η = 1/μσ este vâscozitatea magnetică (coeficientul de difuzie magnetică), σ este conductibilitatea electrică a fluidului și μ este permeabilitatea magnetică , care la o astfel de temperatură înaltă a miezului este practic aceeași cu μ 0 - permeabilitatea la vid. Primul termen din partea dreaptă corespunde formării câmpului magnetic, iar al doilea, suprimarii acestuia. Pentru u=0 (fără dinam) soluția acestei ecuații este un câmp care se stinge complet după 6⋅10 4 ani [24] .

Cu toate acestea, pentru o descriere completă, este necesar să scrieți un sistem de ecuații magnetohidrodinamice . În aproximarea Boussinesq (în care așa-numita răcire seculară este neglijată și toate caracteristicile fizice ale lichidului sunt presupuse a fi constante, cu excepția forței lui Arhimede , care ia în considerare modificările de densitate datorate diferențelor de temperatură și, în general, caz, concentrația elementelor ușoare), aceasta este [17] [ 18] [24] :

Ecuația Navier-Stokes , care conține termeni care exprimă acțiunea combinată de rotație și câmp magnetic:

\rho _{0}\left({\frac {\partial \mathbf {u} }{\partial t))+\mathbf {u} \cdot \mathbf {\nabla} \mathbf {u} \ dreapta)=-\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}

Aici ρ este densitatea, ν este vâscozitatea cinematică , este presiunea „efectivă”, ținând cont de forța centrifugă (deși în unele modele se presupune că este neglijabilă), este forța gravitațională (R 0 este raza miez exterior), Ω este viteza unghiulară de rotație a mantalei , presupusă egală cu viteza de rotație a miezului interior, este densitatea de curent conform legii lui Ampère , indicele „0” peste tot indică valorile la limită a miezului exterior. Partea stângă a ecuației este derivata impulsului pe unitatea de volum, adică derivata în timp a valorii ρ 0 V, antrenată de mișcarea fluidului; partea dreaptă este suma forțelor care provoacă această modificare a impulsului: gradientul de presiune , vâscozitatea , gravitația ( forța lui Arhimede ), rotația ( forța Coriolis ) și câmpul magnetic ( forța Lorentz ) [17] . $P=p-{\frac {\rho _{0}}{2}}|\mathbf {\Omega } \times \mathbf {r} |^{2}$ ${\bar {\mathbf {g} }}=g_{0}{\frac {\mathbf {r} {R_{0))}$ $\mathbf {J} ={\frac {1}{\mu }}\nabla \times \mathbf {B}$

Rotația Pământului este unul dintre cei mai importanți factori în formarea câmpului geomagnetic, iar mecanismul acestuia este similar cu procesele din atmosfera Pământului, ducând la vârtejul maselor de aer în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică și în sens invers. în emisfera sudică - cicloni şi anticicloni . Turbii similare de fluxuri de convecție în miez duc la faptul că mișcările individuale de convecție turbulente dobândesc o asimetrie în oglindă la scară mare (atunci când se face media fluctuațiilor de viteză) și, împreună, duc la generarea unui dinam la scară macroscopică din cauza electromotorului. forța direcționată de-a lungul, mai degrabă decât perpendiculară pe, câmpul magnetic mediu (care este determinată prin mediarea câmpului real asupra posibilelor sale realizări statistice) , unde ε este EMF și α este coeficientul de proporționalitate, datorită căruia acest mecanism a fost numit efect alfa [23] [25] . În cazul general, α este un tensor , totuși, antisimetria în oglindă dă un pseudoscalar , pe care această formulă îl cere prin construcție, deoarece ε este un vector adevărat , iar B este un pseudovector [26] . Un dinam bazat exclusiv pe efectul α se numește α 2 -dinam, deoarece acțiunea sa este exprimată prin produsul a doi termeni care conțin acest coeficient [24] - este caracterizat printr-un câmp aproape staționar care experimentează mici variații pe termen scurt. (de ordinul a sute de ani pentru Pământ) și inversiuni complete pe termen lung (de ordinul a un milion de ani pentru Pământ). Este posibil și un mecanism cu acțiunea efectului omega (mai semnificativ pentru Soare decât pentru Pământ, dar necesar pentru a explica natura derivei observate a neomogenităților geomagnetice) - aceasta este o rotație diferențială măsurată printr-un gradient de viteză, care dintr-un câmp magnetic poloidal (alungit de-a lungul meridianelor, B S ) creează un câmp toroidal (extins de-a lungul paralelelor, B T ) ascuns în miezul conductor al planetei. Efectul alfa închide ciclul de generare — transformând câmpul toroidal într-unul poloidal datorită vârtejurilor caracterizate prin elicitate negativă (această caracteristică este exprimată prin raport și este direct legată de valoarea lui α) în emisfera nordică și pozitivă în sudul Emisferă: fluxurile ascendente și descendente în cilindrii de convecție se întind și rotesc liniile B T în direcția S [27] [21] [16] [18] . O astfel de schemă se numește de obicei efectul αω , dă câmpuri variabile și, în același timp, B T >>B S , în timp ce pentru mecanismul α 2 aceste componente sunt comparabile (experimental, până în prezent, doar o estimare aproximativă a |B S |<|B T |<100|B S |). Și dacă numai efectul alfa poate fi sursa câmpului poloidal, atunci ambele pot fi sursa câmpului toroidal, iar dacă ambele au o contribuție semnificativă, mecanismul corespunzător este uneori notat ca α 2 ω. Majoritatea modelelor teoretice ale dinamului magnetic sunt de tip α 2 . În ambele cazuri, atât efectele alfa cât și efectele omega, limitările teoremei lui Cowling [17] [24] sunt astfel eliminate . Cu toate acestea, există o serie de geometrii de curgere pentru care un dinam este de asemenea imposibil (de exemplu, un câmp de viteză pur toroidal [24] [28] ), în același timp, în anumite condiții, este posibil și cu vorticitate totală zero. și helicitate zero; sunt posibile și alte efecte, ducând la apariția unei feme paralele cu câmpul magnetic [26] . $\langle \mathbf {\varepsilon } \rangle =\alpha \langle \mathbf {B} \rangle$ $\mathbf {u} \cdot \mathbf {\nabla } \times \mathbf {u}$ $\mathbf {\nabla } \times \mathbf {u}$

Ecuația căldurii , care exprimă legea conservării energiei :

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

unde T este temperatura, κ = k/(ρc p ) este difuzivitatea termică (coeficientul de difuzie termică), k este conductibilitatea termică , c p este căldura specifică a mediului la presiune constantă. Ultimul termen, ε, este proporțional cu degajarea de căldură generată de diverse surse dizolvate în lichid (cum ar fi dezintegrarea radioactivă), per unitate de masă. În modelele care iau în considerare transferul nu numai de căldură, ci și de materie , ecuația similară corespunzătoare este scrisă pentru variabila ξ - fracția de masă a elementelor ușoare (se crede că acestea sunt sulf și oxigen ) în compoziția nucleu:

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

unde κ ξ este coeficientul de difuzie (molecular) . În majoritatea modelelor de dinam, totuși, pentru simplitate, diferența de temperatură și concentrațiile elementelor ușoare sunt combinate într-o variabilă responsabilă de flotabilitate.

Ecuația de continuitate :

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

Teorema lui Gauss trebuie, de asemenea, să fie valabilă.

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

În sfârșit, ecuația de stare ; diferite modele folosesc diferite forme ale acestuia, de exemplu,

\rho =\rho _{0}\left[1-\alpha (T-T_{0})\right]

unde α este coeficientul de dilatare termică liniară (notația este aceeași cu factorul de proporționalitate din ecuația pentru efectul alfa). În cazul general, când se ia în considerare transferul de masă, există și un termen între paranteze drepte . Aici , . $\alpha _{\xi }(\xi -\xi _{0})$ $\alpha =-{\frac {1}{\rho }}\left({\frac {\partial \rho }{\partial T}}\right)_{P,\xi }$ $\alpha _{\xi }=-{\frac {1}{\rho }}\left({\frac {\partial \rho }{\partial \xi }}\right)_{P,T }$

Desigur, condițiile de limită pentru viteza curgerii, câmpul magnetic și diferența de temperatură sunt, de asemenea, necesare și mult depind de modul în care sunt setate într-un anumit model. Cea mai mare împrăștiere are loc în raport cu fluxul de căldură și materie la granițele dintre miezul interior și exterior, precum și între miezul exterior și manta, iar eterogenitatea mantalei și procesele din ea datorită tectonicii plăcilor joacă un rol important. rol semnificativ [17] [18] [29] , care, important, procedează cu ordine de mărime mai lent decât în nucleu, ceea ce complică foarte mult analiza complexă a problemei.

Este mai convenabil să rezolvi acest sistem de ecuații într-o formă adimensională, introducând mărimile caracteristice de lungime, timp, viteză, câmp magnetic etc.; atunci ei vor include următorii parametri adimensionali [17] [18] [30] :

Parametru	Formulă	Definiție	Valoare la nucleul Pământului	Notă
Parametrii de intrare
Numărul Rayleigh	$Ra={\frac {g_{0}\alpha \beta _{0}R_{0}^{3}}{\nu \kappa }}$ , unde β 0 este gradientul de temperatură la limita miezului exterior (la r=R 0 ). În funcție de model, există și alte definiții: ${\frac {g_{0}\alpha \beta _{0}D}{\Omega \kappa ))$ (D este grosimea miezului exterior), ${\frac {g_{0}\alpha Q_{0}}{2k\kappa \Omega }}$ ( este fluxul total de căldură), $Q_{0}=4\pi R_{0}^{2}\kappa \beta _{0)$ ${\frac {g_{0}\alpha \beta _{1}R_{0}^{2}}{\eta \Omega }}$ (β 1 este gradientul de temperatură la limita nucleului interior și exterior) etc. [17]	raportul dintre intensitatea plutirii și vâscozitatea, care determină cantitatea de energie disponibilă sistemului pentru implementarea convecției: mecanismul de convecție al transferului de căldură va prevala asupra conductivității termice, atunci când Ra este mai mare decât o anumită valoare critică	10 24 -10 30 , în funcție de definiție [17] [24]
Numărul Ekman	$E={\frac {\nu }{2\Omega R_{0}^{2)))$	raportul dintre vâscozitate (frecare internă) și forță Coriolis: o valoare mai mică corespunde unei rotații mai rapide și invers	10 -15
numărul Prandtl , și de asemenea (cu alocație pentru transferul de masă) numărul de masă Prandtl	$Pr={\frac {\nu }{\kappa }}$ , $Pc={\frac {\nu }{\kappa _{\xi ))}$	raportul dintre timpii caracteristici de difuzie ai vâscozității și termice, adică vâscozitatea cinematică și difuzivitatea termică	~10 -1	probabil, atunci când predomină difuzia turbulentă, toate numerele Prandtl tind spre 1, deși problema turbulenței în miez nu a fost încă studiată suficient.
Numărul magnetic Prandtl	$Pm={\frac {\nu }{\eta }}$	raportul dintre timpii caracteristici de difuzie a magnetic și vâscos, adică forțele magnetice și forțele de frecare internă	10-6 _
Numărul Taylor	$Ta=\left({\frac {2\Omega R_{0}^{2}}{\nu }}\right)^{2}={\frac {1}{E^{2}} }$	relația dintre forța Coriolis și forțele de frecare vâscoasă
Numărul Rayleigh modificat	$Ra_{M}={\frac {\alpha \beta _{0}g_{0}R_{0}^{2}}{2\Omega \kappa }}=E\cdot Ra$	relația dintre forța lui Arhimede și forța Coriolis
Numărul magnetic Ekman	$E_{M}={\frac {\eta }{2\Omega R_{0}^{2}}}={\frac {E}{Pm}}$	raportul dintre perioada de rotație și timpul caracteristic de interacțiune magnetică
Raportul dintre coeficienții de difuzie magnetic și termic	$q={\frac {\kappa }{\eta }}={\frac {Pm}{Pr}}$		1,7⋅10 -5 [24] , 2⋅10 -7 [17]
Valori calculate
Numărul Reynolds magnetic	$Rm={\frac {u_{0}R_{0}}{\eta }}$ , unde u 0 este viteza caracteristică a curgerii. Local în fiecare punct, cantitatea este definită ca $Rm={\frac {\|\mathbf {u} \times \mathbf {B} \|}{\|\eta \mathbf {\nabla } \times \mathbf {B} \|))$	raportul dintre timpul cinetic caracteristic și coeficientul de difuzie magnetică, adică inducția și difuzia magnetică	10 2 -10 3 [17] [30] [24]	Dinamul este posibil doar atunci când se atinge valoarea de prag Rm, adică cu condiția ca intensitatea creșterii energiei câmpului magnetic datorită lucrului dinamului împotriva forței Lorentz − u •( J × B ) depășește valoarea μ 0 ηJ 2 , intensitatea disipării energiei magnetice în căldură , — aceasta corespunde cu Rm>1, dar aceasta este departe de a fi suficientă: valoarea - u •( J × B ) nu trebuie să fie întotdeauna negativă [17] . Uneori sunt introduse și numere Reynolds magnetice pentru efectul alfa și efectul omega pentru a caracteriza contribuțiile acestor mecanisme [24] . $Rm_{\alpha }={\frac {\alpha R_{0}}{\eta }}$ $Rm_{\omega }={\frac {\omega R_{0}^{2}}{\eta }}$
Numărul Elsasser	$\Lambda ={\frac {B_{0}^{2}}{2\Omega \eta \mu _{0}\rho _{0)))$ , unde B 0 este valoarea caracteristică a câmpului magnetic,	relația dintre forța Lorentz și forța Coriolis	$O$ (zece)	este egal cu 1 pentru un câmp magnetic egal cu 1 în unități adimensionale
Numărul Rossby	$Ro={\frac {u_{0}}{\Omega R_{0}}}$	raportul dintre forța de inerție și forța Coriolis	10-6 _

Datorită complexității sale, acest sistem de ecuații cu diferențe parțiale poate fi rezolvat doar numeric exact , iar o astfel de posibilitate a apărut din punct de vedere tehnic abia relativ recent. Sarcina simulării numerice este de a afla dacă soluția descrie dinamica observată a câmpului geomagnetic [17] . Câmpul magnetic obținut ca urmare a soluției trebuie să fie capabil să excite curenți care generează un câmp magnetic în continuare etc. Dificultatea constă în lipsa de informații despre miezul interior, în special, despre sursele de căldură care provoacă convecția [23] . Mari dificultăți sunt cauzate de descrierea structurilor la scară mică și de calculul caracteristicilor pentru acestea, de exemplu, stratul Ekman cu o grosime de 10 cm (chiar 10 m) pe suprafața miezului cu o rază de 3500 km [17] . Miciune excepțională a parametrilor adimensionali E și Pm și, invers, valoarea mare a lui Rm sunt încă de neatins în simulările numerice [18] .

Un progres în acest sens a fost realizat în 1995 de grupuri din Japonia [32] și Statele Unite [33] [31] . Începând din acest moment, rezultatele unui număr de simulări numerice reproduc în mod satisfăcător caracteristicile calitative ale câmpului geomagnetic în dinamică, inclusiv inversări [16] [34] . Modelul de referință este considerat rezultatul cumulativ al muncii a șase grupuri științifice la sfârșitul anilor '90. [35] , unde parametrii cheie adimensionali au fost presupuși a fi Ra=10 5 , E=10 −3 , Pr=1, Pm=5, ceea ce este foarte departe de valorile reale, dar este important ca în cadrul acestuia, totuși , există o soluție stabilă și este utilizată pe scară largă pentru a evalua acuratețea altor metode [18] .

Totuși, în loc de o soluție numerică exactă, este posibil să se construiască un sistem de ecuații diferențiale ordinare de ordin inferior, care să reflecte aproximativ principalele caracteristici ale problemei neliniare originale, pentru a aproxima comportamentul sistemului din punctul de vedere al teoria sistemelor dinamice [30] [16] . De asemenea, este posibil să se evalueze analitic comportamentul sistemului în limita asimptotică [18] [21] . Acest lucru face posibilă simularea diferitelor moduri ale dinamului, analizarea relației dintre parametri [24] .

Un studiu experimental al efectului dinam este, de asemenea, asociat cu dificultăți enorme, deoarece în condiții de laborator este în mod natural extrem de dificil să se reproducă condițiile create în interiorul Pământului sau a altor obiecte astronomice - stele și planete. Problema principală este micimea numărului magnetic Prandtl care caracterizează lichidele disponibile experimental [26] [18] . Prin urmare, de la mijlocul secolului al XX-lea, doar trei implementări de succes ale dinamului hidromagnetic au fost realizate de grupuri științifice din Riga [36] [37] , Karlsruhe [38] și Cadarache [39] [40] , și strict vorbind. , niciunul dintre ele nu poate fi considerat un analog direct al procesului natural [26] . În prezent, cele mai mari studii sunt efectuate la Universitatea din Maryland folosind sodiu lichid și la Universitatea din Wisconsin , unde condițiile necesare pentru generarea unui dinam sunt simulate pe o plasmă fierbinte [41] .

Problema geomagnetismului modern este așa-numitul paradox al noului nucleu [42] În cadrul teoriei tradiționale dinam, este necesar un nucleu interior solid pentru a genera un câmp magnetic auto-susținut. Cu toate acestea, la începutul anilor 2010, studiile au arătat că miezul solid s-ar fi putut forma doar cu aproximativ 1,5 miliarde de ani în urmă [43] [44] , în timp ce câmpul magnetic exista deja cu 3,4 miliarde de ani în urmă [45] , iar conform unor date chiar 4,2 acum miliarde de ani [46] , adică la scurt timp după formarea planetei în sine. În consecință, fie nucleul solid a fost totuși format mult mai devreme [47] [48] , fie în stadiile incipiente dinamul a fost realizat conform unui alt mecanism [49] [50] , de exemplu, unii oameni de știință cred [51] că Paradoxul poate fi explicat un transfer mare de căldură de la miez și unul mai mic de la manta (în acest caz, convecția căldurii este posibilă chiar înainte de formarea unui miez solid), cu toate acestea, nici măcar valorile modificate ale conductibilității termice nu explica pe deplin paradoxul. De asemenea, sunt dezvoltate ipoteze că câmpul magnetic al Pământului în primele etape ale existenței sale este asigurat de cristalizarea unei substanțe minerale - dioxid de siliciu [52] sau oxid de magneziu [53] . Din 2017, întrebarea vârstei nucleului solid și a câmpului magnetic în perioadele geologice timpurii rămâne deschisă [34] .

Modificări în câmpul magnetic al Pământului

Studiile magnetizării reziduale dobândite de rocile magmatice atunci când se răcesc sub punctul Curie indică inversări repetate ale câmpului magnetic al Pământului , înregistrate în anomalii magnetice în bandă ale scoarței oceanice , paralele cu axele crestelor mijlocii oceanice . Astfel, toate modificările câmpului magnetic al Pământului în ultimii 180 de milioane de ani sunt înregistrate în scoarța oceanică. Comparând zone cu aceeași magnetizare pe diferite părți ale crestelor oceanice, este posibil să se determine când aceste zone au început să se diverge.

Deplasarea polilor magnetici ai Pământului

Pentru prima dată, coordonatele polului magnetic din emisfera nordică au fost determinate în 1831, din nou - în 1904, apoi în 1948 și 1962, 1973, 1984, 1994; în emisfera sudică - în 1841, din nou - în 1908 [54] . Deplasarea polilor magnetici a fost înregistrată din 1885. În ultimii 100 de ani, polul magnetic din emisfera sudică s-a deplasat [55] aproape 900 km și a intrat în Oceanul Sudic [56] . Ultimele date [57] privind starea polului magnetic arctic (deplasarea către anomalia magnetică a lumii din Siberia de Est prin Oceanul Arctic ) au arătat că din 1973 până în 1984 alergarea sa a fost de 120 km, din 1984 până în 1994 - mai mult de 150 km. Deși aceste date sunt calculate, ele sunt confirmate de măsurători ale polului nord magnetic.

După 1831, când poziția stâlpului a fost înregistrată pentru prima dată, până în 2019 polul s-a deplasat deja cu peste 2300 km spre Siberia și continuă să se miște cu accelerație. Viteza sa a crescut de la 15 km pe an în 2000 la 55 km pe an în 2019. O astfel de derive rapidă duce la necesitatea unor ajustări mai frecvente la sistemele de navigație care utilizează câmpul magnetic al Pământului, de exemplu, la busolele din smartphone-uri sau în sistemele de navigație de rezervă ale navelor și aeronavelor [58] .

Intensitatea câmpului magnetic al pământului este în scădere și inegal. În ultimii 22 de ani, aceasta a scăzut în medie cu 1,7%, iar în unele regiuni - de exemplu, în Oceanul Atlantic de Sud - cu 10%. În unele locuri, puterea câmpului magnetic, contrar tendinței generale, chiar a crescut.

Accelerarea mișcării polilor (cu o medie de 3 km/an) și mișcarea acestora de-a lungul coridoarelor de inversare a polilor magnetici (aceste coridoare au făcut posibilă identificarea a peste 400 de paleoinversări) sugerează că această mișcare a polilor ar trebui să fie văzută nu ca o excursie, ci ca o altă inversare a câmpului magnetic al Pământului [59 ] .

Acest lucru este confirmat și de creșterea actuală a unghiului de deschidere al cuspidelor (fante polare în magnetosferă în nord și sud), care a atins 45° la mijlocul anilor 1990. Materialul de radiație al vântului solar, spațiul interplanetar și razele cosmice s-au repezit în fisurile extinse, drept urmare o cantitate mai mare de materie și energie intră în regiunile polare, ceea ce poate duce la încălzirea suplimentară a calotelor polare. .

Coordonatele geomagnetice ( coordonatele McIlwain )

În fizica razelor cosmice, coordonatele specifice din câmpul geomagnetic, numite după omul de știință Carl McIlwain , care a propus pentru prima dată utilizarea lor [60] , sunt utilizate pe scară largă, deoarece se bazează pe invarianții mișcării particulelor într-un câmp magnetic. Un punct dintr-un câmp dipol este caracterizat de două coordonate (L, B), unde L este așa-numita înveliș magnetic sau parametrul McIlwain ( în engleză L-shell, L-value, McIlwain L-parameter ), B este magnetic inducția câmpului (de obicei în Gs ). Valoarea L este de obicei luată ca parametru al învelișului magnetic, egală cu raportul dintre distanța medie a învelișului magnetic real de la centrul Pământului în planul ecuatorului geomagnetic și raza Pământului. [61]

Istoricul cercetării

Cu câteva milenii în urmă, în China antică, se știa că obiectele magnetizate sunt situate într-o anumită direcție, în special, acul busolei ocupă întotdeauna o anumită poziție în spațiu. Datorită acestui fapt, omenirea a putut de mult timp să folosească o astfel de săgeată (busolă) pentru a naviga în larg, departe de coastă. Cu toate acestea, înainte de călătoria lui Columb din Europa în America (1492), nimeni nu a acordat o atenție deosebită studiului unui astfel de fenomen, deoarece oamenii de știință din acea vreme credeau că acesta are loc ca urmare a atracției săgeții de către Steaua Nordului . . În Europa și în mările care o înconjoară, busola la acea vreme era instalată aproape de-a lungul meridianului geografic. Când a traversat Oceanul Atlantic, Columb a observat că la jumătatea distanței dintre Europa și America, acul busolei a deviat aproape 12 ° spre vest. Acest fapt a dat naștere imediat la îndoieli cu privire la corectitudinea ipotezei anterioare despre atracția săgeții de către Steaua Polară, a dat impuls unui studiu serios al fenomenului nou descoperit: informații despre câmpul magnetic al Pământului erau necesare navigatorilor. Din acel moment a început știința magnetismului terestru, au început măsurătorile pe scară largă ale declinației magnetice , adică unghiul dintre meridianul geografic și axa acului magnetic, adică meridianul magnetic. În 1544, omul de știință german Georg Hartmann a descoperit un nou fenomen: acul magnetic nu numai că se abate de la meridianul geografic, dar, fiind suspendat de centrul de greutate, tinde să stea la un anumit unghi față de planul orizontal, numit magnetic . înclinare [5] .

Din acel moment, odată cu studiul fenomenului de deviere, oamenii de știință au început să studieze și înclinația acului magnetic. José de Acosta (unul dintre fondatorii geofizicii , conform lui Humboldt ) în Istoria sa (1590) a avut mai întâi teoria a patru linii fără declinație magnetică. El a descris utilizarea busolei, unghiul de abatere, diferența dintre Polul magnetic și Polul Nord, precum și fluctuația abaterilor de la un punct la altul, a identificat locuri cu abatere zero, de exemplu, în Azore [62] ] .

În urma observațiilor, s-a constatat că atât declinația, cât și înclinarea au valori diferite în diferite puncte de pe suprafața pământului. În același timp, schimbările lor de la un punct la altul se supun unui model complex. Cercetările ei au permis medicului de curte al reginei Elisabeta engleză și filosofului natural William Gilbert să propună în 1600 în cartea sa „On the Magnet” (“De Magnete”) ipoteza că Pământul este un magnet, ai cărui poli coincid cu polii geografici. Cu alte cuvinte, W. Gilbert credea că câmpul Pământului este similar cu câmpul unei sfere magnetizate. W. Hilbert și-a bazat afirmația pe un experiment cu un model al planetei noastre, care este o minge de fier magnetizată și o mică săgeată de fier. Principalul argument în favoarea ipotezei sale, Gilbert credea că înclinația magnetică măsurată pe un astfel de model s-a dovedit a fi aproape aceeași cu înclinația observată pe suprafața pământului. Discrepanța dintre declinația Pământului și declinația din model, a explicat Gilbert prin acțiunea de deviere a continentelor asupra acului magnetic. Deși multe fapte stabilite ulterior nu au coincis cu ipoteza lui Hilbert, aceasta nu și-a pierdut semnificația până în prezent. Ideea de bază a lui Hilbert că cauza magnetismului terestru ar trebui căutată în interiorul Pământului s-a dovedit a fi corectă, precum și faptul că, în prima aproximare, Pământul este într-adevăr un magnet mare, care este o minge magnetizată uniform [5] .

În 1634, astronomul englez Henry Gellibrand a descoperit că declinația magnetică a Londrei s-a schimbat cu timpul. Aceasta a fost prima dovadă înregistrată a variațiilor seculare - modificări regulate (de la an la an) ale valorilor medii anuale ale componentelor câmpului geomagnetic [5] [62] .

M. V. Lomonosov în 1759, în raportul său „Discurs despre marea acuratețe a căii maritime”, a oferit sfaturi valoroase despre cum să creșteți acuratețea citirilor busolei. Pentru a studia magnetismul terestru, a recomandat organizarea unei rețele de puncte permanente (observatoare) în care să se facă observații magnetice sistematice; astfel de observații ar trebui efectuate pe scară largă și pe mare. Ideea lui Lomonosov de a organiza observatoare magnetice a fost realizată abia 60 de ani mai târziu în Rusia [62] .

Unghiurile de declinare și înclinare determină direcția în spațiu a intensității câmpului magnetic al Pământului, dar nu pot da valoarea sa numerică. Până la sfârșitul secolului al XVIII-lea. măsurători ale mărimii intensității nu au fost făcute din motivul că nu se cunoșteau legile interacțiunii dintre câmpul magnetic și corpurile magnetizate. Abia după ce în 1785-1789. Fizicianul francez Charles Coulomb a stabilit o lege numită după el și a apărut posibilitatea unor astfel de măsurători. De la sfârșitul secolului al XVIII-lea, odată cu observarea declinației și înclinării, au început observațiile pe scară largă ale componentei orizontale, care este o proiecție a vectorului intensității câmpului magnetic pe un plan orizontal (cunoscând declinația și înclinarea, se poate calcula și calcularea). valoarea vectorului intensității câmpului magnetic total) [5] .

Prima lucrare teoretică despre ceea ce constituie câmpul magnetic al Pământului, adică care este magnitudinea și direcția puterii sale în fiecare punct de pe suprafața pământului, aparține matematicianului german Carl Gauss . În 1834, el a dat o expresie matematică pentru componentele tensiunii în funcție de coordonate - latitudinea și longitudinea locului de observare. Folosind această expresie, este posibil să găsim pentru fiecare punct de pe suprafața pământului valorile oricăreia dintre componentele care se numesc elementele magnetismului pământului. Aceasta și alte lucrări ale lui Gauss au devenit fundamentul pe care se construiește edificiul științei moderne a magnetismului terestru [5] . În special, în 1839 a dovedit că cea mai mare parte a câmpului magnetic iese din Pământ, iar cauza abaterilor mici și scurte ale valorilor sale trebuie căutată în mediul extern [62] .

În 1831, exploratorul polar englez John Ross a descoperit polul nord magnetic în arhipelagul canadian - zona în care acul magnetic ocupă o poziție verticală, adică înclinarea este de 90 °. Și în 1841, James Ross (nepotul lui John Ross) a ajuns la celălalt pol magnetic al Pământului , situat în Antarctica [62] .

Vezi și

Note

↑ Oamenii de știință din SUA constată că câmpul magnetic al Pământului este cu 700 de milioane de ani mai vechi decât se credea . Preluat la 2 august 2015. Arhivat din original la 3 august 2015. (nedefinit)
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Edward Kononovici. Câmpul magnetic al Pământului . http://www.krugosvet.ru/ . Enciclopedia în jurul lumii: Enciclopedie online universală de popularitate. Preluat: 2017-04-26 . Arhivat din original pe 21 martie 2009. (nedefinit)
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Geomagnetism Întrebări frecvente . https://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html _ Centrele Naționale de Informare a Mediului (NCEI). Consultat la 23 aprilie 2017. Arhivat din original pe 2 aprilie 2019.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 A. I. Dyachenko. Polii magnetici ai Pământului . - Moscova: Editura Centrului de Educație Matematică Continuă din Moscova, 2003. - 48 p. - ISBN 5-94057-080-1 .
↑ 1 2 3 4 5 6 7 A. V. Vikulin. VII. Câmpul geomagnetic și electromagnetismul Pământului // Introducere în fizica Pământului. Manual pentru specialitățile geofizice ale universităților. - Editura Universității Pedagogice de Stat Kamchatka, 2004. - 240 p. — ISBN 5-7968-0166-X .
↑ 1 2 3 4 5 6 7 Electricitate și magnetism // Manual elementar de fizică / ed. G.S. Landsberg . - 16. - Fizmatlit, 2016. - T. 2. - 488 p. - ISBN 978-5-9221-1610-7 , 978-5-9221-1501-8.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 V.V. Zhilko, L.G. Markovich. 47. Câmpul magnetic al Pământului. Centurile de radiații ale Pământului // Fizica: manual. indemnizatie pentru clasa a XI-a. educatie generala instituţii cu limba rusă. lang. formare cu un termen de studiu de 12 ani (de bază și avansat). - Minsk: Nar. Asveta, 2008. - S. 189-192.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 L. A. Aksenovich, N. N. Rakina, K. S. Farino. Câmpul magnetic al Pământului. Centurile de radiații ale Pământului // Fizica în liceu: Teorie. Sarcini. Teste: Proc. indemnizație pentru instituțiile care oferă general. medii, educație / Ed. K. S. Farino. - Minsk: Adukatsia i vykhavanne, 2004. - S. 356-359.
↑ Câmp de referință geomagnetic internațional . http://www.iugg.org/ . Uniunea Internațională de Geodezie și Geofizică (22 decembrie 2014). Preluat: 2017-04-26 . Arhivat din original la 1 mai 2017.
↑ Modelul magnetic mondial . https://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html _ Centrele Naționale de Informare a Mediului (NCEI). Consultat la 26 aprilie 2017. Arhivat din original pe 30 aprilie 2017.
↑ 1 2 3 Nord magnetic , poli geomagnetic și poli magnetic . http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp/ . Centrul mondial de date pentru geomagnetism, Kyoto. Consultat la 27 aprilie 2017. Arhivat din original pe 9 februarie 2019.
↑ Polul Nord Magnetic tinde spre Siberia. Ce înseamnă? . Preluat la 23 noiembrie 2021. Arhivat din original la 23 noiembrie 2021. (nedefinit)
↑ D.L. Gallagher. Plasfera Pământului . NASA. Preluat la 23 aprilie 2017. Arhivat din original la 22 ianuarie 2017.
↑ Meridian magnetic (link inaccesibil) . Glosar.ru . Dicţionar de ştiinţe naturale. Preluat: 20.07.2010. Arhivat din original pe 21 ianuarie 2012. (nedefinit)
↑ 1 2 Cum generează nucleul Pământului un câmp magnetic? (link indisponibil) . Întrebări frecvente USGS . Serviciul Geologic al Statelor Unite. Consultat la 30 aprilie 2017. Arhivat din original la 18 ianuarie 2015. (nedefinit)
↑ 1 2 3 4 5 Nigel Weiss. Dinamo în planete, stele și galaxii (engleză) // A&G. - 2002. - 1 iunie ( vol. 43 , iss. 3 ). - P. 3.9-3.14 . - doi : 10.1029/2000RG000102 .
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 Kono, M. și P. H. Roberts. Simulări geodinamice recente și observații ale câmpului geomagnetic // Reviews of Geophysics. - 2002. - T. 40 , nr. 4 . - S. 4-1 - 4-53 . - doi : 10.1029/2000RG000102 .
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Chris A. Jones. Câmpuri magnetice planetare și dinamo fluide // Revizuirea anuală a mecanicii fluidelor. — Recenzii anuale , 2011. — Vol. 43 . - P. 583-614 .
↑ Larmor, J. Cum ar putea un corp rotativ precum Soarele să devină un magnet // Rapoartele Asociației Britanice. - 1919. - T. 87 . - S. 159-160 .
↑ Cowling T. Câmpul magnetic al petelor solare // Monthly Notices of the Royal Astronomical Society . - Oxford University Press , 1934. - Vol. 94 . - P. 39-48 . - doi : 10.1093/mnras/94.1.39 . - Cod biblic .
↑ 1 2 3 4 Popova E. P. Modern results of asymptotic studies of dynamo models // Uspekhi fizicheskikh nauk . - Academia Rusă de Științe , 2016. - Iunie ( vol. 186 , nr. 6 ). - S. 577-596 . - doi : 10.3367/UFNr.2016.02.037727 . (Rusă)
↑ Bakulin P. I., Kononovich E. V., Moroz V. I. § 131. Câmpul magnetic al Pământului, aurore și centuri de radiații. Comunicarea fenomenelor solare și terestre // Curs de astronomie generală. - 4. - Moscova: Nauka, 1977. - 544 p.
↑ 1 2 3 David P. Stern. Dinamo auto-susținut în miezul pământului: originea magnetismului pământului . Site-uri web educaționale despre astronomie, fizică, zboruri spațiale și magnetismul Pământului . Consultat la 30 aprilie 2017. Arhivat din original pe 17 aprilie 2015.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 P. H. Roberts și E. M. King. Despre geneza magnetismului Pământului // Rapoarte despre progresul în fizică. - 2013. - 4 septembrie ( vol. 76 ). — P. 096801 . - doi : 10.1088/0034-4885/76/9/096801 .
↑ Eugene N. Parker. Modele de dinamo hidromagnetice // The Astrophysical Journal . - Editura IOP , 1955. - Septembrie ( vol. 122 ). - P. 293-314 . - doi : 10.1086/146087 . - Cod biblic .
↑ 1 2 3 4 D.D. Sokolov, R.A. Stepanov, P.G. Frick. Dinamo: pe drumul de la modelele astrofizice la experimentul de laborator // Uspekhi fizicheskikh nauk . - Academia Rusă de Științe , 2014. - Martie ( vol. 184 , numărul 3 ). - S. 313-335 . - doi : 10.3367/UFNr.0184.201403g.0313 . (Rusă)
↑ Starchenko S.V. Generarea unui câmp magnetic în intestinele adânci ale Pământului și planetelor (engleză) . http://www.izmiran.ru . IZMIRAN (2014). Preluat la 5 mai 2017. Arhivat din original la 12 iulie 2017.
↑ FH Busse. Dinamo omogene în miezurile planetare și în laborator // Anual Review of Fluid Mechanics. - Annual Reviews , 2000. - 11 aprilie ( vol. 32 ). - P. 383-408 . - doi : 10.1146/annurev.fluid.32.1.383 .
↑ C. Kutzner, UR Christensen. De la dipolar stabil spre inversarea dinamurilor numerice // Fizica Pământului și Interioarele Planetare. - 2002. - 11 aprilie ( vol. 131 , iss. 1 ). - P. 29-45 . - doi : 10.1016/S0031-9201(02)00016-X .
↑ 1 2 3 A. V. Gusev, I. N. Kitiașvili. Analiza efectelor neliniare ale magnetoconvecției la limitele nucleului exterior al Pământului // Georesurse. - 2001. - 2 decembrie ( Nr. 2 (6) ). - S. 38-40 .
↑ 1 2 Glatzmaiers, Gary A.; Roberts, Paul H. O simulare computerizată tridimensională auto-consistentă a inversării câmpului geomagnetic // Nature . - 1995. - 21 septembrie ( vol. 377 , iss. 6546 ). - P. 203-209 . - doi : 10.1038/377203a0 . — Cod .
↑ Kageyama, A., T. Sato și Grupul de Simulare a Complexității. Simularea computerizată a unui dinam magnetohidrodinamic, II (engleză) // Fizica plasmelor. - 1995. - 1 ianuarie ( vol. 2 , iss. 5 ). - P. 1421-1431 . - doi : 10.1063/1.871485 . - Cod biblic .
↑ Glatzmaier, G. A. și P. H. Roberts. O soluție de dinam convectiv tridimensional cu miez interior și manta care se rotesc și conducător finit // Fizica Pământului și Interioarelor Planetare. - 1995. - Vol. 91 , iss. 1-3 . - P. 63-75 . - doi : 10.1016/0031-9201(95)03049-3 . - Cod biblic .
↑ 1 2 Peter E. Driscoll. Simularea istoriei geodinamului de 2 Ga // Geophys . Res. Lett.. - 2016. - 6 iunie ( vol. 43 , iss. 11 ). - P. 5680-5687 . - doi : 10.1002/2016GL068858 .
↑ U. R. Christensen și colab. Un benchmark dinam numeric // Fizica Pământului și Interioarele Planetare. - 2001. - 10 decembrie ( vol. 128 , iss. 1-4 ). - P. 25-34 . - doi : 10.1016/S0031-9201(01)00275-8 .
↑ Agris Gailitis, Olgerts Lielausis, Sergej Dement'ev, et al. Detectarea unui mod propriu de câmp magnetic indus de flux în instalația de dinamo Riga // Phys . Rev. Let.. - 2000. - Vol. 84 . — P. 4365 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.84.4365 . - arXiv : fizică/9912026v1 .
↑ Agris Gailitis, Olgerts Lielausis, Ernests Platacis, et al. Saturația câmpului magnetic în experimentul dinamo Riga // Fiz . Rev. Lett. . - 2001. - Vol. 86 . — P. 3024 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.86.3024 .
↑ Stieglitz R., Müller U. Demonstrarea experimentală a unui dinam omogen pe două scari // Phys . fluide. - 2001. - Vol. 13 . — P. 561 . - doi : 10.1063/1.1331315 .
↑ R. Monchaux, M. Berhanu, M. Bourgoin, et al. Generarea unui câmp magnetic prin acțiunea dinamului într-un flux turbulent de sodiu lichid // Fiz . Rev. Lett. . - 2007. - Vol. 98 , iss. 4 . — P. 044502 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.98.044502 .
↑ F. Ravelet, M. Berhanu, R. Monchaux, et al. Dinamo haotice generate de un flux turbulent de sodiu lichid // Fizic . Rev. Lett. . - 2008. - Vol. 101 . — P. 074502 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.101.074502 .
↑ Alexandra Witze. Spinning the Core: Dinamurile de laborator încearcă să genereze câmpuri magnetice așa cum fac planetele și stelele // Știri științifice. - 2013. - 18 mai ( vol. 183 , nr. 10 ). — P. 26 .
↑ Peter Olson. Noul paradox de bază (engleză) // Știință. - 2013. - 25 octombrie ( vol. 342 , iss. 6157 ). - P. 431-432 . - doi : 10.1126/science.1243477 .
↑ Monica Pozzo, Chris Davies, David Gubbins și Dario Alfe. Conductivitatea termică și electrică a fierului în condițiile de bază ale Pământului // Natura . - 2012. - 17 mai ( vol. 485 ). - P. 355-358 . - doi : 10.1038/nature11031 .
↑ N. de Koker, G. Steinle-Neumann, V. Vlček. Rezistivitatea electrică și conductibilitatea termică a aliajelor de Fe lichid la P și T ridicat și fluxul de căldură în miezul Pământului // Proc . Natl. Acad. sci. STATELE UNITE ALE AMERICII. - 2012. - 03 13 ( vol. 109 , is. 11 ). — P. 4070 . - doi : 10.1073/pnas.1111841109 .
↑ JA Tarduno și colab. Geodinam, vântul solar și magnetopauza cu 3,4 până la 3,45 miliarde de ani în urmă // Știință . - 2010. - 5 martie ( vol. 327 ). — P. 1238 .
↑ John A. Tarduno, Rory D. Cottrell, William J. Davis, Francis Nimmo, Richard K. Bono. Un geodinam Hadean până la Paleoarhean înregistrat de cristale de zircon simple // Știință . - 2015. - 31 iulie ( vol. 349 , iss. 6247 ). - P. 521-524 . - doi : 10.1126/science.aaa9114 .
↑ AJ Biggin, EJ Piispa, LJ Pesonen, R. Holme, G.A. Paterson, T. Veikkolainen & L. Tauxe. Variațiile de intensitate a câmpului paleomagnetic sugerează nuclearea nucleului interior mesoproterozoic // Nature . - 2015. - 8 octombrie ( vol. 526 ). - P. 245-248 . - doi : 10.1038/nature15523 .
↑ Zuzana Konôpková, R. Stewart McWilliams, Natalia Gómez-Pérez & Alexander F. Goncharov. Măsurarea directă a conductibilității termice în fier solid în condițiile miezului planetar // Natura . - 2016. - 2 iunie ( vol. 534 ). - P. 99-101 . - doi : 10.1038/nature18009 .
↑ Kenji Ohta, Yasuhiro Kuwayama, Kei Hirose, Katsuya Shimizu și Yasuo Ohhishi. Determinarea experimentală a rezistivității electrice a fierului în condițiile de bază ale Pământului (engleză) // Nature . - 2016. - 2 iunie ( vol. 534 ). - P. 95-98 . - doi : 10.1038/nature17957 .
↑ Le Bars, M., Cébron, D. & Le Gal, P. Fluxuri determinate de librare, precesiune și maree // Annual Review of Fluid Mechanics. — Recenzii anuale , 2015. — Vol. 47 . - P. 163-193 .
↑ Driscoll, P.; Bercovici, D. Despre istoriile termice și magnetice ale Pământului și Venusului: Influențe ale topirii, radioactivității și conductivității // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2014. - Noiembrie ( nr . 236 ). - P. 36-51 . - doi : 10.1016/j.pepi.2014.08.004 .
↑ Kei Hirose, Guillaume Morard, Ryosuke Sinmyo, Koichio Umemoto, John Hernlund, George Helffrich și Stéphane Labrosse. Cristalizarea dioxidului de siliciu și evoluția compozițională a nucleului Pământului (engleză) // Nature. - 2017. - Vol. 543 . - P. 99-102 . - doi : 10.1038/nature21367 .
↑ O'Rourke, JG & Stevenson, DJ Powering. Dinamul Pământului cu precipitații de magneziu din miez // Natura . - 2016. - Vol. 529 .
↑ Tarasov L. V. Polii magnetici ai Pământului - călătorie în timp Copie de arhivă din 7 februarie 2019 la Wayback Machine // Science and Life . - 2017. - Nr 5. - S. 108-113
↑ Mișcarea câmpului magnetic de sud . Data accesului: 24 decembrie 2009. Arhivat din original la 17 iunie 2006. (nedefinit)
↑ USGS - National Geomagnetism Program . Preluat la 24 septembrie 2021. Arhivat din original la 22 octombrie 2018. (nedefinit)
↑ Viteza polilor de adâncime nord și sud, dată de trei modele de câmp
↑ Associated Press . Polar Express: polul nord magnetic se deplasează „destul de repede” spre Rusia (ing.) , The Guardian (5 februarie 2019). Arhivat din original pe 13 februarie 2019. Preluat la 5 februarie 2019.
↑ Model 3D al structurii câmpului magnetic al Pământului și scenarii de inversare a polarității
↑ McIlwain CE Coordonate pentru cartografierea distribuției particulelor prinse geomagnetic // J. Geophys. Res. - 1961. - V. 66, Nr. 11. - P. 3681-3691.
↑ S. V. Murzin. Introducere în fizica razelor cosmice. — M.: Atomizdat , 1979.
↑ 1 2 3 4 5 Știința Pământului: Câmpul magnetic al Pământului. Influența Soarelui asupra magnetosferei (link inaccesibil)

Literatură

Petrov V. Câmpul magnetic al Pământului: istorie, evoluție și previziuni // Știință și viață . - 2021. - Nr. 8 . - S. 74-89 . (Rusă)
Koshkin N.I., Shirkevich M.G. Manual de fizică elementară. — M .: Nauka , 1976.
Sivukhin DV Curs general de fizică. - Ed. al 4-lea, stereotip. — M .: Fizmatlit ; Editura MIPT, 2004. - Vol. III. Electricitate. — 656 p. - ISBN 5-9221-0227-3 ; ISBN 5-89155-086-5 ..

Link -uri

Koronovsky NV Câmpul magnetic al trecutului geologic al Pământului. // Jurnal Educațional Soros , Nr. 5, 1996, p. 56-63

Link -uri

Hărți ale deplasării polilor magnetici ai Pământului pentru perioada 1600-1995

Alte informații conexe

Inversarea câmpului magnetic în istoria geologică a Pământului
Impactul inversării câmpului magnetic asupra climei și evoluției vieții pe Pământ .
Brounov P. I. Observații magnetice // Dicționar enciclopedic al lui Brockhaus și Efron : în 86 de volume (82 de volume și 4 suplimentare). - Sankt Petersburg. , 1890-1907.
Informații actuale despre starea câmpului magnetic al Pământului pe teritoriul Ucrainei
Oamenii de știință ruși au transformat ideea structurii Pământului

Dicționare și enciclopedii

În cataloagele bibliografice
BNE : XX524537 BNF : 11932393m GND : 4015173-6 J9U : 987007543554005171 LCCN : sh85079763 NDL : 00573127

Pământ
Istoria Pământului	Vârsta Pământului Istoria geologică a Pământului Scara geologică Istoria vieții pe pământ Glaciația pământului Paradoxul tânărului soare slab teoria impactului gigant Cronologia evoluției
Proprietățile fizice ale Pământului	Greutate Câmp gravitațional Un câmp magnetic figura pământului Elipsoidul Pământului Geoid aplatizare
Scoici ale Pământului	Structura pământului Nucleu Latra Atmosfera Hidrosferă Biosferă
Geografie și geologie	Australia Antarctica Africa Eurasia Asia Europa America America de Nord America de Sud Oceanul Atlantic Oceanul Indian Oceanul Arctic Oceanul Pacific Oceanul de Sud Deriva continentală Continent Manta Ocean supercontinent Placi tectonice
Mediu inconjurator	Biomul biodiversitate viata salbatica Climat Încălzire globală Vreme Natură zona naturala nișă ecologică Ecologie Ecosistem
Vezi si	Viitorul Pământului Sateliți naturali ipotetici ai Pământului ziua Pamantului Steagul Pământului Lume Dezastru Rotația zilnică a Pământului Inelele Pământului
Categoria „ Natura ” Portalul „Știință”