Campo magnético da Terra - Earth's magnetic field

Simulação por computador do campo da Terra em um período de polaridade normal entre reversões. As linhas representam as linhas do campo magnético, azuis quando o campo aponta para o centro e amarelas quando longe. O eixo de rotação da Terra é centrado e vertical. Os densos aglomerados de linhas estão dentro do núcleo da Terra.

O campo magnético da Terra , também conhecido como campo geomagnético , é o campo magnético que se estende do interior da Terra para o espaço, onde interage com o vento solar , um fluxo de partículas carregadas que emana do sol . O campo magnético é gerado por correntes elétricas devido ao movimento das correntes de convecção de uma mistura de ferro fundido e níquel no núcleo externo da Terra : essas correntes de convecção são causadas pelo calor que escapa do núcleo, um processo natural chamado geodinamo . A magnitude do campo magnético da Terra em sua superfície varia de 25 a 65  μT (0,25 a 0,65  gauss ). Como uma aproximação, é representado por um campo de um dipolo magnético atualmente inclinado em um ângulo de cerca de 11 graus em relação ao eixo de rotação da Terra , como se houvesse uma enorme barra magnética colocada naquele ângulo através do centro da Terra. O pólo geomagnético norte realmente representa o pólo sul do campo magnético da Terra e, inversamente, o pólo geomagnético Sul corresponde ao pólo norte do campo magnético da Terra (porque pólos magnéticos opostos se atraem e a extremidade norte de um ímã, como uma agulha de bússola, aponta em direção ao campo magnético Sul da Terra, ou seja, o pólo geomagnético Norte próximo ao Pólo Norte Geográfico). Em 2015, o pólo geomagnético do Norte estava localizado na Ilha Ellesmere , Nunavut , Canadá.

Embora os pólos magnéticos Norte e Sul estejam geralmente localizados perto dos pólos geográficos, eles se movem lenta e continuamente ao longo das escalas de tempo geológicas, mas suficientemente devagar para que as bússolas comuns continuem úteis para a navegação. No entanto, em intervalos irregulares com média de várias centenas de milhares de anos, o campo da Terra se inverte e os pólos magnéticos norte e sul , respectivamente, trocam de lugar abruptamente. Essas reversões dos pólos geomagnéticos deixam um registro em rochas que são valiosos para os paleomagnetistas no cálculo de campos geomagnéticos no passado. Essas informações, por sua vez, são úteis para estudar os movimentos dos continentes e do fundo do oceano no processo de placas tectônicas .

A magnetosfera é a região acima da ionosfera que é definida pela extensão do campo magnético da Terra no espaço. Ele se estende por várias dezenas de milhares de quilômetros no espaço , protegendo a Terra das partículas carregadas do vento solar e dos raios cósmicos que, de outra forma, arrancariam a atmosfera superior, incluindo a camada de ozônio que protege a Terra da radiação ultravioleta prejudicial .

Significado

O campo magnético da Terra desvia a maior parte do vento solar, cujas partículas carregadas removeriam a camada de ozônio que protege a Terra da radiação ultravioleta prejudicial. Um mecanismo de remoção é para o gás ser pego em bolhas de campo magnético, que são arrancadas pelos ventos solares. Cálculos da perda de dióxido de carbono da atmosfera de Marte , resultante da eliminação de íons pelo vento solar, indicam que a dissipação do campo magnético de Marte causou uma perda quase total de sua atmosfera .

O estudo do campo magnético passado da Terra é conhecido como paleomagnetismo. A polaridade do campo magnético da Terra é registrada nas rochas ígneas , e as reversões do campo são, portanto, detectáveis ​​como "listras" centradas nas dorsais meso-oceânicas onde o fundo do mar está se espalhando, enquanto a estabilidade dos pólos geomagnéticos entre as reversões permitiu o paleomagnetismo para rastrear o movimento anterior dos continentes. As reversões também fornecem a base para a magnetostratigrafia , uma forma de datar rochas e sedimentos. O campo também magnetiza a crosta e anomalias magnéticas podem ser usadas para pesquisar depósitos de minérios de metal .

Os humanos usam bússolas para encontrar a direção desde o século 11 DC e para navegação desde o século 12. Embora a declinação magnética mude com o tempo, essa errância é lenta o suficiente para que uma simples bússola possa permanecer útil para a navegação. Usando a magnetorecepção , vários outros organismos, desde alguns tipos de bactérias até pombos, usam o campo magnético da Terra para orientação e navegação.

Características

Em qualquer local, o campo magnético da Terra pode ser representado por um vetor tridimensional. Um procedimento típico para medir sua direção é usar uma bússola para determinar a direção do Norte magnético. Seu ângulo em relação ao Norte verdadeiro é a declinação ( D ) ou variação . Voltado para o norte magnético, o ângulo que o campo faz com a horizontal é a inclinação ( I ) ou mergulho magnético . A intensidade ( F ) do campo é proporcional à força que ele exerce sobre um ímã. Outra representação comum está nas coordenadas X (Norte), Y (Leste) e Z (Abaixo).

Sistemas de coordenadas comuns usados ​​para representar o campo magnético da Terra.

Intensidade

A intensidade do campo é frequentemente medida em gauss (G) , mas geralmente é relatada em nanoteslas (nT), com 1 G = 100.000 nT. Uma nanotesla também é conhecida como gama (γ). O campo da Terra varia entre aproximadamente 25.000 e 65.000 nT (0,25–0,65 G). Em comparação, um forte ímã de geladeira tem um campo de cerca de 10.000.000 nanoteslas (100 G).

Um mapa de contornos de intensidade é chamado de carta isodinâmica . Como mostra o Modelo Magnético Mundial , a intensidade tende a diminuir dos pólos para o equador. Uma intensidade mínima ocorre na anomalia do Atlântico Sul na América do Sul, enquanto há máximos no norte do Canadá, na Sibéria e na costa da Antártica ao sul da Austrália.

A intensidade do campo magnético está sujeita a alterações ao longo do tempo. Um estudo paleomagnético de 2021 da Universidade de Liverpool contribuiu para um crescente corpo de evidências de que o campo magnético da Terra gira com intensidade a cada 200 milhões de anos. O autor principal afirmou que "Nossas descobertas, quando consideradas juntamente com os conjuntos de dados existentes, apóiam a existência de um ciclo de aproximadamente 200 milhões de anos na intensidade do campo magnético da Terra relacionado aos processos profundos da Terra."

Inclinação

A inclinação é dada por um ângulo que pode assumir valores entre -90 ° (para cima) e 90 ° (para baixo). No hemisfério norte, o campo aponta para baixo. Ele está diretamente para baixo no Pólo Magnético Norte e gira para cima conforme a latitude diminui até ficar na horizontal (0 °) no equador magnético. Ele continua a girar para cima até que esteja diretamente no Pólo Magnético Sul. A inclinação pode ser medida com um círculo de mergulho .

Um gráfico isoclínico (mapa de contornos de inclinação) para o campo magnético da Terra é mostrado abaixo .

Declinação

A declinação é positiva para um desvio para o leste do campo em relação ao norte verdadeiro. Pode ser estimado comparando o rumo norte-sul magnético em uma bússola com a direção de um pólo celestial . Os mapas normalmente incluem informações sobre a declinação como um ângulo ou um pequeno diagrama mostrando a relação entre o norte magnético e o norte verdadeiro. As informações sobre a declinação de uma região podem ser representadas por um gráfico com linhas isogônicas (linhas de contorno com cada linha representando uma declinação fixa).

Variação geográfica

Componentes do campo magnético da Terra na superfície do Modelo Magnético Mundial para 2015.

Aproximação dipolar

Relação entre os pólos da Terra. A1 e A2 são os pólos geográficos; B1 e B2 são os pólos geomagnéticos; C1 (sul) e C2 (norte) são os pólos magnéticos.

Perto da superfície da Terra, seu campo magnético pode ser aproximado pelo campo de um dipolo magnético posicionado no centro da Terra e inclinado em um ângulo de cerca de 11 ° em relação ao eixo de rotação da Terra. O dipolo é aproximadamente equivalente a uma poderosa barra magnética , com seu pólo sul apontando para o pólo norte geomagnético. Isso pode parecer surpreendente, mas o pólo norte de um ímã é assim definido porque, se puder girar livremente, ele aponta aproximadamente para o norte (no sentido geográfico). Como o pólo norte de um ímã atrai os pólos sul de outros ímãs e repele os pólos norte, ele deve ser atraído para o pólo sul do ímã da Terra. O campo dipolar é responsável por 80-90% do campo na maioria dos locais.

Pólos magnéticos

O movimento do Pólo Magnético Norte da Terra através do Ártico canadense.

Historicamente, os pólos norte e sul de um ímã foram definidos primeiro pelo campo magnético da Terra, e não vice-versa, já que um dos primeiros usos de um ímã era como agulha de bússola. O pólo norte de um ímã é definido como o pólo que é atraído pelo pólo magnético norte da Terra quando o ímã está suspenso para que possa girar livremente. Uma vez que os pólos opostos se atraem, o Pólo Magnético Norte da Terra é na verdade o Pólo Sul de seu campo magnético (o lugar onde o campo é direcionado para baixo na Terra).

As posições dos pólos magnéticos podem ser definidas de pelo menos duas formas: localmente ou globalmente. A definição local é o ponto onde o campo magnético é vertical. Isso pode ser determinado medindo a inclinação. A inclinação do campo da Terra é de 90 ° (para baixo) no Pólo Magnético Norte e -90 ° (para cima) no Pólo Magnético Sul. Os dois pólos vagam independentemente um do outro e não estão diretamente opostos no globo. Movimentos de até 40 quilômetros (25 mi) por ano foram observados para o Pólo Magnético Norte. Nos últimos 180 anos, o Pólo Magnético Norte tem migrado para noroeste, de Cabo Adelaide na Península de Boothia em 1831 a 600 quilômetros (370 milhas) de Resolute Bay em 2001. O equador magnético é a linha onde a inclinação é zero (o o campo magnético é horizontal).

A definição global do campo da Terra é baseada em um modelo matemático. Se uma linha é traçada através do centro da Terra, paralela ao momento do dipolo magnético mais adequado, as duas posições onde ela cruza a superfície da Terra são chamadas de pólos geomagnéticos Norte e Sul. Se o campo magnético da Terra fosse perfeitamente dipolar, os pólos geomagnéticos e os pólos de mergulho magnético coincidiriam e as bússolas apontariam para eles. No entanto, o campo da Terra tem uma contribuição não dipolar significativa , de modo que os pólos não coincidem e as bússolas geralmente não apontam para nenhum dos dois.

Magnetosfera

Uma representação artística da estrutura de uma magnetosfera. 1) Choque de arco. 2) Magnetosheath. 3) Magnetopausa. 4) Magnetosfera. 5) Lóbulo da cauda do norte. 6) Lóbulo da cauda sul. 7) Plasmasfera.

O campo magnético da Terra, predominantemente dipolar em sua superfície, é distorcido ainda mais pelo vento solar. Este é um fluxo de partículas carregadas que saem da coroa do Sol e aceleram a uma velocidade de 200 a 1000 quilômetros por segundo. Eles carregam consigo um campo magnético, o campo magnético interplanetário (IMF).

O vento solar exerce uma pressão e, se pudesse atingir a atmosfera da Terra, iria erodi-la. No entanto, é mantido afastado pela pressão do campo magnético da Terra. A magnetopausa , a área onde as pressões se equilibram, é o limite da magnetosfera. Apesar de seu nome, a magnetosfera é assimétrica, com o lado voltado para o sol tendo cerca de 10  raios terrestres , mas o outro lado se estende em uma cauda magnética que se estende além de 200 raios terrestres. Em direção ao sol da magnetopausa está o choque de proa , a área onde o vento solar diminui abruptamente.

Dentro da magnetosfera está a plasmasfera , uma região em forma de rosquinha contendo partículas carregadas de baixa energia, ou plasma . Esta região começa a uma altura de 60 km, estende-se por 3 ou 4 raios terrestres e inclui a ionosfera. Esta região gira com a Terra. Existem também duas regiões concêntricas em forma de pneu, chamadas de cinturões de radiação de Van Allen , com íons de alta energia (energias de 0,1 a 10 milhões de elétron-volts (MeV)). O cinturão interno tem 1–2 raios terrestres para fora, enquanto o cinturão externo tem 4–7 raios terrestres. A plasmasfera e os cinturões de Van Allen têm sobreposição parcial, com a extensão da sobreposição variando muito com a atividade solar.

Além de desviar o vento solar, o campo magnético da Terra desvia os raios cósmicos , partículas carregadas de alta energia que vêm principalmente de fora do Sistema Solar . Muitos raios cósmicos são mantidos fora do Sistema Solar pela magnetosfera do Sol, ou heliosfera . Em contraste, os astronautas na Lua correm o risco de exposição à radiação. Qualquer pessoa que esteve na superfície da Lua durante uma erupção solar particularmente violenta em 2005 teria recebido uma dose letal.

Algumas das partículas carregadas entram na magnetosfera. Essas espirais em torno das linhas de campo, saltando para a frente e para trás entre os pólos várias vezes por segundo. Além disso, os íons positivos vagarosamente derivam para o oeste e os íons negativos vagam para o leste, dando origem a uma corrente de anel . Essa corrente reduz o campo magnético na superfície da Terra. Partículas que penetram na ionosfera e colidem com os átomos dão origem às luzes das auroras e também emitem raios-X .

As condições variáveis ​​na magnetosfera, conhecidas como clima espacial , são amplamente impulsionadas pela atividade solar. Se o vento solar for fraco, a magnetosfera se expande; enquanto, se for forte, comprime a magnetosfera e entra mais nela. Períodos de atividade particularmente intensa, chamados de tempestades geomagnéticas , podem ocorrer quando uma ejeção de massa coronal irrompe acima do Sol e envia uma onda de choque através do Sistema Solar. Essa onda pode levar apenas dois dias para chegar à Terra. Tempestades geomagnéticas podem causar muitos distúrbios; a tempestade "Halloween" de 2003 danificou mais de um terço dos satélites da NASA. A maior tempestade documentada ocorreu em 1859. Ela induziu correntes fortes o suficiente para encurtar as linhas telegráficas, e auroras foram relatadas tão ao sul quanto o Havaí.

Dependência do tempo

Variações de curto prazo

Antecedentes : um conjunto de vestígios de observatórios magnéticos que mostram uma tempestade magnética em 2000.
globo : mapa que mostra a localização dos observatórios e linhas de contorno dando intensidade magnética horizontal em μ T .

O campo geomagnético muda em escalas de tempo de milissegundos a milhões de anos. Escalas de tempo mais curtas surgem principalmente de correntes na ionosfera ( região do dínamo ionosférico ) e magnetosfera, e algumas mudanças podem ser atribuídas a tempestades geomagnéticas ou variações diárias nas correntes. Mudanças nas escalas de tempo de um ano ou mais refletem principalmente mudanças no interior da Terra , particularmente no núcleo rico em ferro .

Freqüentemente, a magnetosfera terrestre é atingida por explosões solares que causam tempestades geomagnéticas, provocando exibições de auroras. A instabilidade de curto prazo do campo magnético é medido com o K-índice .

Dados da THEMIS mostram que o campo magnético, que interage com o vento solar, é reduzido quando a orientação magnética é alinhada entre o Sol e a Terra - ao contrário da hipótese anterior. Durante as tempestades solares que se aproximam, isso pode resultar em apagões e interrupções em satélites artificiais .

Variação secular

Contornos de declinação estimados por ano, 1590 a 1990 (clique para ver a variação).
Força do componente dipolo axial do campo magnético da Terra de 1600 a 2020.

Mudanças no campo magnético da Terra em uma escala de tempo de um ano ou mais são chamadas de variação secular . Ao longo de centenas de anos, observa-se que a declinação magnética varia em dezenas de graus. A animação mostra como as declinações globais mudaram nos últimos séculos.

A direção e a intensidade do dipolo mudam com o tempo. Nos últimos dois séculos, a força do dipolo tem diminuído a uma taxa de cerca de 6,3% por século. Com esta taxa de diminuição, o campo seria insignificante em cerca de 1600 anos. No entanto, essa força está na média dos últimos 7 mil anos, e a taxa atual de mudança não é incomum.

Uma característica proeminente na parte não dipolar da variação secular é um desvio para o oeste a uma taxa de cerca de 0,2 graus por ano. Essa tendência não é a mesma em todos os lugares e tem variado ao longo do tempo. A deriva global média tem sido para o oeste desde cerca de 1400 DC, mas para o leste entre cerca de 1000 DC e 1400 DC.

Mudanças anteriores aos observatórios magnéticos são registradas em materiais arqueológicos e geológicos. Essas mudanças são chamadas de variação secular paleomagnética ou variação paleossecular (PSV) . Os registros normalmente incluem longos períodos de pequenas mudanças com grandes mudanças ocasionais refletindo excursões e reversões geomagnéticas .

Em julho de 2020, os cientistas relataram que a análise de simulações e um modelo de campo observacional recente mostram que as taxas máximas de mudança direcional do campo magnético da Terra atingiram ~ 10 ° por ano - quase 100 vezes mais rápido do que as mudanças atuais e 10 vezes mais rápido do que se pensava anteriormente.

Estudos de fluxos de lava em Steens Mountain , Oregon, indicam que o campo magnético pode ter mudado a uma taxa de até 6 graus por dia em algum momento da história da Terra, o que desafia significativamente o entendimento popular de como o campo magnético da Terra funciona. Esta descoberta foi posteriormente atribuída a propriedades magnéticas incomuns do fluxo de lava em estudo, e não a uma rápida mudança de campo, por um dos autores originais do estudo de 1995.

Reversões de campo magnético

Polaridade geomagnética durante o final da Era Cenozóica . As áreas escuras denotam períodos em que a polaridade corresponde à polaridade de hoje, as áreas claras denotam períodos em que essa polaridade é invertida.

Embora geralmente o campo da Terra seja aproximadamente dipolar, com um eixo quase alinhado com o eixo de rotação, ocasionalmente os pólos geomagnéticos Norte e Sul trocam de lugar. As evidências dessas reversões geomagnéticas podem ser encontradas em basaltos , núcleos de sedimentos retirados do fundo do oceano e anomalias magnéticas do fundo do mar. As reversões ocorrem quase aleatoriamente no tempo, com intervalos entre as reversões variando de menos de 0,1 milhão de anos a até 50 milhões de anos. A reversão geomagnética mais recente, chamada de reversão Brunhes-Matuyama , ocorreu cerca de 780.000 anos atrás. Um fenômeno relacionado, uma excursão geomagnética , leva o eixo do dipolo ao longo do equador e depois de volta à polaridade original. O evento Laschamp é um exemplo de excursão, ocorrendo durante a última era do gelo (41.000 anos atrás).

O campo magnético anterior é registrado principalmente por minerais fortemente magnéticos , particularmente óxidos de ferro como a magnetita , que podem carregar um momento magnético permanente. Essa magnetização remanente , ou remanência , pode ser adquirida de mais de uma maneira. Nos fluxos de lava , a direção do campo é "congelada" em pequenos minerais à medida que eles esfriam, dando origem a uma magnetização termomanente . Nos sedimentos, a orientação das partículas magnéticas adquire uma ligeira tendência para o campo magnético à medida que são depositadas no fundo do oceano ou lago. Isso é chamado de magnetização remanente detrital .

A magnetização termomanente é a principal fonte das anomalias magnéticas ao redor das dorsais meso-oceânicas. À medida que o fundo do mar se espalha, o magma jorra do manto , esfria para formar uma nova crosta basáltica em ambos os lados da crista e é arrastado para longe dela pela expansão do fundo do mar. À medida que esfria, ele registra a direção do campo da Terra. Quando o campo da Terra se inverte, o novo basalto registra a direção invertida. O resultado é uma série de listras simétricas em torno da crista. Um navio rebocando um magnetômetro na superfície do oceano pode detectar essas listras e inferir a idade do fundo do oceano abaixo. Fornece informações sobre a taxa de propagação do fundo do mar no passado.

A datação radiométrica de fluxos de lava foi usada para estabelecer uma escala de tempo de polaridade geomagnética , parte da qual é mostrada na imagem. Isso forma a base da magnetostratigrafia , uma técnica de correlação geofísica que pode ser usada para datar sequências sedimentares e vulcânicas, bem como anomalias magnéticas do fundo do mar.

Primeira aparição

Estudos paleomagnéticos de lava paleoarquiana na Austrália e conglomerados na África do Sul concluíram que o campo magnético está presente desde pelo menos cerca de 3.450  milhões de anos atrás .

Futuro

Variações no momento de dipolo axial virtual desde a última reversão.

Atualmente, o campo geomagnético geral está se tornando mais fraco; a forte deterioração atual corresponde a um declínio de 10-15% nos últimos 150 anos e acelerou-se nos últimos anos; a intensidade geomagnética diminuiu quase continuamente de um máximo de 35% acima do valor moderno alcançado há aproximadamente 2.000 anos. A taxa de diminuição e a intensidade da corrente estão dentro da faixa normal de variação, conforme mostrado pelo registro dos campos magnéticos anteriores registrados nas rochas.

A natureza do campo magnético da Terra é de flutuação heterocedástica . Uma medição instantânea dele, ou várias medições ao longo de décadas ou séculos, não são suficientes para extrapolar uma tendência geral na intensidade do campo. Ele subiu e desceu no passado por razões desconhecidas. Além disso, observar a intensidade local do campo dipolo (ou sua flutuação) é insuficiente para caracterizar o campo magnético da Terra como um todo, uma vez que não é estritamente um campo dipolo. O componente dipolo do campo da Terra pode diminuir mesmo enquanto o campo magnético total permanece o mesmo ou aumenta.

O pólo norte magnético da Terra está se deslocando do norte do Canadá em direção à Sibéria com uma taxa atualmente acelerada - 10 quilômetros (6,2 milhas) por ano no início do século 20, até 40 quilômetros (25 milhas) por ano em 2003, e desde então apenas acelerou.

Origem física

O núcleo da Terra e o geodinamo

Acredita-se que o campo magnético da Terra seja gerado por correntes elétricas nas ligas de ferro condutor de seu núcleo, criadas por correntes de convecção devido ao calor que escapa do núcleo. No entanto, o processo é complexo, e modelos computacionais que reproduzem algumas de suas características só foram desenvolvidos nas últimas décadas.

Um esquema que ilustra a relação entre o movimento do fluido condutor, organizado em rolos pela força de Coriolis, e o campo magnético gerado pelo movimento.

A Terra e a maioria dos planetas do Sistema Solar, assim como o Sol e outras estrelas, todos geram campos magnéticos por meio do movimento de fluidos condutores de eletricidade . O campo da Terra se origina em seu núcleo. Esta é uma região de ligas de ferro que se estende por cerca de 3400 km (o raio da Terra é de 6.370 km). É dividido em um núcleo interno sólido , com raio de 1220 km, e um núcleo externo líquido . O movimento do líquido no núcleo externo é conduzido pelo fluxo de calor do núcleo interno, que é de cerca de 6.000 K (5.730 ° C; 10.340 ° F), até o limite núcleo-manto , que é cerca de 3.800 K (3.530 ° C ; 6.380 ° F). O calor é gerado pela energia potencial liberada por materiais mais pesados ​​que afundam em direção ao núcleo ( diferenciação planetária , a catástrofe do ferro ), bem como pela decomposição de elementos radioativos no interior. O padrão de fluxo é organizado pela rotação da Terra e pela presença do núcleo interno sólido.

O mecanismo pelo qual a Terra gera um campo magnético é conhecido como dínamo . O campo magnético é gerado por um loop de feedback: loops de corrente geram campos magnéticos ( lei do circuito de Ampère ); um campo magnético variável gera um campo elétrico ( lei de Faraday ); e os campos elétricos e magnéticos exercem uma força sobre as cargas que estão fluindo em correntes (a força de Lorentz ). Esses efeitos podem ser combinados em uma equação diferencial parcial para o campo magnético, chamada de equação de indução magnética ,

onde u é a velocidade do fluido; B é o campo B magnético; e η = 1 / σμ é a difusividade magnética , que é inversamente proporcional ao produto da condutividade elétrica σ e da permeabilidade μ . O termo B / ∂ t é a derivada temporal do campo; 2 é o operador Laplace e ∇ × é o operador curl .

O primeiro termo do lado direito da equação de indução é um termo de difusão . Em um fluido estacionário, o campo magnético diminui e quaisquer concentrações de campo se espalham. Se o dínamo da Terra desligasse, a parte dipolo desapareceria em algumas dezenas de milhares de anos.

Em um condutor perfeito ( ), não haveria difusão. Pela lei de Lenz , qualquer mudança no campo magnético seria imediatamente oposta por correntes, então o fluxo através de um determinado volume de fluido não poderia mudar. À medida que o fluido se movia, o campo magnético iria com ele. O teorema que descreve esse efeito é chamado de teorema congelado em campo . Mesmo em um fluido com condutividade finita, um novo campo é gerado pelo alongamento das linhas de campo conforme o fluido se move de maneiras que o deformam. Esse processo poderia continuar gerando um novo campo indefinidamente, não fosse que, à medida que o campo magnético aumenta de força, ele resiste ao movimento dos fluidos.

O movimento do fluido é sustentado por convecção , movimento impulsionado pela flutuabilidade . A temperatura aumenta em direção ao centro da Terra, e quanto mais alta a temperatura do fluido mais abaixo o torna flutuante. Essa flutuabilidade é aumentada pela separação química: conforme o núcleo esfria, parte do ferro fundido se solidifica e é revestido no núcleo interno. No processo, elementos mais leves são deixados para trás no fluido, tornando-o mais leve. Isso é chamado de convecção composicional . Um efeito Coriolis , causado pela rotação planetária geral, tende a organizar o fluxo em rolos alinhados ao longo do eixo polar norte-sul.

Um dínamo pode amplificar um campo magnético, mas precisa de um campo "semente" para começar. Para a Terra, isso poderia ter sido um campo magnético externo. No início de sua história, o Sol passou por uma fase T-Tauri na qual o vento solar teria um campo magnético ordens de magnitude maior do que o vento solar atual. No entanto, grande parte do campo pode ter sido filtrado pelo manto da Terra. Uma fonte alternativa são as correntes no limite núcleo-manto impulsionadas por reações químicas ou variações na condutividade térmica ou elétrica. Tais efeitos ainda podem fornecer um pequeno viés que faz parte das condições de contorno para o geodinamo.

O campo magnético médio no núcleo externo da Terra foi calculado em 25 gauss, 50 vezes mais forte do que o campo na superfície.

Modelos numéricos

Simular o geodinamo por computador requer resolver numericamente um conjunto de equações diferenciais parciais não lineares para a magnetohidrodinâmica (MHD) do interior da Terra. A simulação das equações MHD é realizada em uma grade 3D de pontos e a finura da grade, que em parte determina o realismo das soluções, é limitada principalmente pelo poder do computador. Durante décadas, os teóricos estiveram confinados a criar modelos de computador de dínamo cinemático em que o movimento do fluido é escolhido com antecedência e o efeito no campo magnético calculado. A teoria cinemática do dínamo era principalmente uma questão de tentar diferentes geometrias de fluxo e testar se tais geometrias poderiam sustentar um dínamo.

Os primeiros modelos de dínamo autoconsistentes , que determinam tanto os movimentos dos fluidos quanto o campo magnético, foram desenvolvidos por dois grupos em 1995, um no Japão e outro nos Estados Unidos. Este último recebeu atenção porque reproduziu com sucesso algumas das características do campo da Terra, incluindo reversões geomagnéticas.

Correntes na ionosfera e magnetosfera

As correntes elétricas induzidas na ionosfera geram campos magnéticos (região do dínamo ionosférico). Esse campo é sempre gerado perto de onde a atmosfera está mais próxima do Sol, causando alterações diárias que podem desviar os campos magnéticos de superfície em até um grau. As variações diárias típicas da intensidade do campo são cerca de 25 nanoteslas (nT) (uma parte em 2000), com variações em alguns segundos de cerca de 1 nT (uma parte em 50.000).

Medição e análise

Detecção

A força do campo magnético da Terra foi medida por Carl Friedrich Gauss em 1832 e tem sido medida repetidamente desde então, mostrando uma decadência relativa de cerca de 10% nos últimos 150 anos. O satélite Magsat e os satélites posteriores usaram magnetômetros vetoriais de 3 eixos para sondar a estrutura 3-D do campo magnético da Terra. O satélite Ørsted posterior permitiu uma comparação indicando um geodinamo dinâmico em ação que parece estar dando origem a um pólo alternativo sob o Oceano Atlântico a oeste da África do Sul.

Os governos às vezes operam unidades especializadas em medição do campo magnético da Terra. Estes são observatórios geomagnéticos, tipicamente parte de um nacional de prospecção geológica , por exemplo, a British Geological Survey 's Eskdalemuir Observatory . Esses observatórios podem medir e prever condições magnéticas, como tempestades magnéticas que às vezes afetam as comunicações, a energia elétrica e outras atividades humanas.

A Rede Internacional de Observatório Magnético em Tempo Real , com mais de 100 observatórios geomagnéticos interligados em todo o mundo, registra o campo magnético da Terra desde 1991.

Os militares determinam as características do campo geomagnético local, a fim de detectar anomalias no fundo natural que podem ser causadas por um objeto metálico significativo, como um submarino submerso. Normalmente, esses detectores de anomalias magnéticas são pilotados em aeronaves como o Nimrod do Reino Unido ou rebocados como um instrumento ou uma série de instrumentos de navios de superfície.

Comercialmente, as empresas de prospecção geofísica também usam detectores magnéticos para identificar anomalias naturais em corpos de minério , como a Anomalia Magnética de Kursk .

Anomalias magnéticas da crosta terrestre

Um modelo de características de comprimento de onda curto do campo magnético da Terra, atribuído a anomalias litosféricas

Os magnetômetros detectam desvios minúsculos no campo magnético da Terra causados ​​por artefatos de ferro , fornos, alguns tipos de estruturas de pedra e até mesmo fossos e abrigos em geofísica arqueológica . Usando instrumentos magnéticos adaptados de detectores aerotransportados de anomalias magnéticas desenvolvidos durante a Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos, as variações magnéticas no fundo do oceano foram mapeadas. O basalto - a rocha vulcânica rica em ferro que constitui o fundo do oceano - contém um mineral fortemente magnético (magnetita) e pode distorcer localmente as leituras da bússola. A distorção foi reconhecida pelos marinheiros islandeses já no final do século XVIII. Mais importante, como a presença de magnetita dá ao basalto propriedades magnéticas mensuráveis, essas variações magnéticas forneceram outro meio de estudar o fundo do oceano. Quando a rocha recém-formada esfria, esses materiais magnéticos registram o campo magnético da Terra.

Modelos estatísticos

Cada medição do campo magnético ocorre em um determinado lugar e tempo. Se uma estimativa precisa do campo em algum outro lugar e tempo for necessária, as medições devem ser convertidas em um modelo e o modelo usado para fazer previsões.

Harmônicos esféricos

Representação esquemática de harmônicos esféricos em uma esfera e suas linhas nodais. P m é igual a 0 ao longo de m grandes círculos passando pelos pólos, e ao longo de ℓ- m círculos de igual latitude. A função muda de sinal cada vez que cruza uma dessas linhas.
Exemplo de um campo quadrupolo. Isso também pode ser construído movendo dois dipolos juntos.

A maneira mais comum de analisar as variações globais no campo magnético da Terra é ajustar as medições a um conjunto de harmônicos esféricos . Isso foi feito pela primeira vez por Carl Friedrich Gauss. Harmônicas esféricas são funções que oscilam sobre a superfície de uma esfera. Eles são o produto de duas funções, uma que depende da latitude e outra da longitude. A função da longitude é zero ao longo de zero ou mais grandes círculos que passam pelos Pólos Norte e Sul; o número de tais linhas nodais é o valor absoluto da ordem m . A função da latitude é zero ao longo de zero ou mais círculos de latitude; isto mais a ordem é igual ao grau ℓ. Cada harmônico é equivalente a um arranjo particular de cargas magnéticas no centro da Terra. Um monopolo é uma carga magnética isolada, que nunca foi observada. Um dipolo é equivalente a duas cargas opostas aproximadas e um quadrupolo a dois dipolos aproximados. Um campo quadrupolo é mostrado na figura inferior à direita.

Os harmônicos esféricos podem representar qualquer campo escalar (função de posição) que satisfaça certas propriedades. Um campo magnético é um campo vetorial , mas se for expresso nas componentes cartesianas X, Y, Z , cada componente é a derivada da mesma função escalar chamada potencial magnético . As análises do campo magnético da Terra usam uma versão modificada dos harmônicos esféricos usuais que diferem por um fator multiplicativo. Um ajuste de mínimos quadrados para as medições do campo magnético dá o campo da Terra como a soma das harmônicas esféricas, cada uma multiplicada pelo coeficiente de Gauss de melhor ajuste g m ou h m .

O coeficiente de Gauss de menor grau, g 0 0 , dá a contribuição de uma carga magnética isolada, portanto, é zero. Os próximos três coeficientes - g 1 0 , g 1 1 e h 1 1 - determinam a direção e a magnitude da contribuição do dipolo. O dipolo de melhor encaixe é inclinado em um ângulo de cerca de 10 ° em relação ao eixo de rotação, conforme descrito anteriormente.

Dependência radial

A análise de harmônicos esféricos pode ser usada para distinguir fontes internas de externas se as medições estiverem disponíveis em mais de uma altura (por exemplo, observatórios de solo e satélites). Nesse caso, cada termo com coeficiente g m ou h m pode ser dividido em dois termos: um que diminui com o raio como 1 / r ℓ + 1 e um que aumenta com o raio como r . Os termos crescentes se ajustam às fontes externas (correntes na ionosfera e magnetosfera). No entanto, em média ao longo de alguns anos, as contribuições externas chegam a zero.

Os termos restantes prevêem que o potencial de uma fonte dipolo ( ℓ = 1 ) cai como 1 / r 2 . O campo magnético, sendo uma derivação do potencial, cai como 1 / r 3 . Os termos do quadrupolo caem como 1 / r 4 , e os termos de ordem superior caem cada vez mais rapidamente com o raio. O raio do núcleo externo é cerca de metade do raio da Terra. Se o campo na fronteira núcleo-manto é adequado para harmônicos esféricos, a parte dipolo é menor por um fator de cerca de 8 na superfície, a parte quadrupolo por um fator de 16 e assim por diante. Assim, apenas os componentes com grandes comprimentos de onda podem ser perceptíveis na superfície. A partir de uma variedade de argumentos, geralmente assume-se que apenas os termos até o grau 14 ou menos têm sua origem no núcleo. Eles têm comprimentos de onda de cerca de 2.000 quilômetros (1.200 milhas) ou menos. Características menores são atribuídas a anomalias da crosta terrestre.

Modelos globais

A Associação Internacional de Geomagnetismo e Aeronomia mantém um modelo de campo global padrão denominado Campo de Referência Geomagnética Internacional . Ele é atualizado a cada cinco anos. O modelo de 11ª geração, IGRF11, foi desenvolvido usando dados de satélites ( Ørsted , CHAMP e SAC-C ) e uma rede mundial de observatórios geomagnéticos. A expansão esférica harmônica foi truncada no grau 10, com 120 coeficientes, até 2000. Modelos subsequentes são truncados no grau 13 (195 coeficientes).

Outro modelo de campo global, denominado World Magnetic Model , é produzido em conjunto pelos Centros Nacionais de Informações Ambientais dos Estados Unidos (anteriormente conhecido como National Geophysical Data Center) e o British Geological Survey . Este modelo trunca no grau 12 (168 coeficientes) com uma resolução espacial aproximada de 3.000 quilômetros. É o modelo usado pelo Departamento de Defesa dos Estados Unidos , Ministério da Defesa (Reino Unido) , Administração Federal de Aviação dos Estados Unidos (FAA), Organização do Tratado do Atlântico Norte (OTAN) e Organização Hidrográfica Internacional , bem como na muitos sistemas de navegação civis.

Um terceiro modelo, produzido pelo Goddard Space Flight Center ( NASA e GSFC ) e pelo Danish Space Research Institute , usa uma abordagem de "modelagem abrangente" que tenta reconciliar dados com uma grande variação de resolução temporal e espacial de fontes terrestres e de satélite.

Para usuários com necessidades de maior precisão, os Centros Nacionais de Informações Ambientais dos Estados Unidos desenvolveram o Modelo Magnético Aprimorado (EMM), que se estende até o grau e ordem 790 e resolve anomalias magnéticas até um comprimento de onda de 56 quilômetros. Foi compilado a partir de levantamentos de satélite, marinhos, aeromagnéticos e magnéticos terrestres. A partir de 2018, a versão mais recente, EMM2017, inclui dados da missão do satélite Swarm da Agência Espacial Europeia.

Efeito das marés do oceano

Os oceanos contribuem para o campo magnético da Terra. A água do mar é um condutor elétrico e, portanto, interage com o campo magnético. À medida que as marés circulam em torno das bacias oceânicas, a água do oceano tenta essencialmente puxar as linhas do campo geomagnético. Como a água salgada é ligeiramente condutora, a interação é relativamente fraca: o componente mais forte vem da maré lunar regular que ocorre cerca de duas vezes por dia. Outras contribuições vêm de ondas, redemoinhos e até tsunamis.

Campos magnéticos ao nível do mar observados por satélites (NASA) 

A força da interação depende também da temperatura da água do oceano. Todo o calor armazenado no oceano agora pode ser inferido a partir de observações do campo magnético da Terra.

Biomagnetismo

Animais, incluindo pássaros e tartarugas, podem detectar o campo magnético da Terra e usar o campo para navegar durante a migração . Alguns pesquisadores descobriram que vacas e veados selvagens tendem a alinhar seus corpos de norte a sul enquanto relaxam, mas não quando os animais estão sob linhas de alta tensão, sugerindo que o magnetismo é o responsável. Outros pesquisadores relataram em 2011 que não conseguiram replicar essas descobertas usando diferentes imagens do Google Earth .

Campos eletromagnéticos muito fracos interrompem a bússola magnética usada pelos robins europeus e outros pássaros canoros, que usam o campo magnético da Terra para navegar. Nem as linhas de força nem os sinais de celular são responsáveis ​​pelo efeito do campo eletromagnético nos pássaros; em vez disso, os culpados têm frequências entre 2 kHz e 5 MHz. Isso inclui sinais de rádio AM e equipamentos eletrônicos comuns que podem ser encontrados em empresas ou residências.

Veja também

Referências

Leitura adicional

links externos