Jordens magnetfelt

Jordens magnetfelt eller geomagnetiske felt  er et magnetfelt, der genereres af intraterrestriske kilder. Emnet for undersøgelse af geomagnetisme . Opstod for 4,2 milliarder år siden [1] .

Strukturen og karakteristika for Jordens magnetfelt

Jordens eget magnetfelt (geomagnetisk felt) kan opdeles i følgende hoveddele [2] :

Hovedfelt

Mere end 90 % af det består af et felt, hvis kilde er inde i Jorden, i den flydende ydre kerne - denne del kaldes hoved-, hoved- eller normalfeltet [3] [4] [5] . Den tilnærmes som en serie i harmoniske - en Gaussisk serie , og i den første tilnærmelse nær Jordens overflade (op til tre af dens radier) er den tæt på feltet af en magnetisk dipol , det vil sige, at det ser ud som om kloden er en strimmelmagnet med en akse rettet omtrent fra nord til syd [2] [6] [3] [7] [8] . Centret af denne dipol er forskudt i forhold til Jordens centrum, og aksen hælder til Jordens rotationsakse med en vinkel på omkring 10°. I samme vinkel er de geomagnetiske poler adskilt fra de tilsvarende geografiske poler  - dipolaksens skæringspunkter med Jordens overflade [4] . Deres position på forskellige tidspunkter beregnes inden for rammerne af en eller anden model af magnetfeltet, som på den ene eller anden måde bestemmer de tre første koefficienter i Gauss-serien [3] . Disse globale modeller, såsom International Geomagnetic Reference Field (IGRF) [9] og World Magnetic Model (WMM) [10] , er produceret af forskellige internationale geofysiske organisationer og valideres hvert 5. år. og opdaterede sæt af Gaussiske koefficienter er offentliggjort, som bestemmer alle data om tilstanden af ​​det geomagnetiske felt og dets parametre [4] . Så ifølge WMM2015-modellen har den nordlige geomagnetiske pol (faktisk er det magnetens sydpol) koordinater på 80,37° N. sh. og 72,62° V D., sydlig geomagnetisk pol - 80,37 ° S. breddegrad, 107,38° Ø osv., er dipolaksens hældning i forhold til Jordens rotationsakse 9,63° [3] [11] . Omkredsen af ​​Jordens overflade vinkelret på den magnetiske akse, hvorpå en klart afbalanceret magnetisk nål forbliver absolut vandret, kaldes den magnetiske ækvator .

Felter med verdensanomalier

De rigtige feltlinjer i Jordens magnetfelt, selvom de i gennemsnit er tæt på dipolens kraftlinjer, adskiller sig fra dem i lokale uregelmæssigheder forbundet med tilstedeværelsen af ​​magnetiserede sten i skorpen , der ligger tæt på overfladen. På grund af dette adskiller feltparametrene sig nogle steder på jordens overflade meget fra værdierne i nærliggende områder og danner de såkaldte magnetiske anomalier [2] [4] [7] [8] . De kan lægges oven på hinanden, hvis de magnetiserede legemer, der forårsager dem, ligger i forskellige dybder [5] .

Eksistensen af ​​magnetiske felter i udvidede lokale områder af Jordens ydre skaller fører til, at de sande magnetiske poler  - punkter (eller rettere små områder), hvor magnetfeltlinjerne er absolut lodrette - ikke falder sammen med den geomagnetiske dem, og de ligger ikke på selve Jordens overflade og under den [4] [3] [6] . Koordinaterne for de magnetiske poler på et eller andet tidspunkt beregnes også inden for rammerne af forskellige modeller af det geomagnetiske felt ved at finde alle koefficienterne i den Gaussiske række ved en iterativ metode. Ifølge den nuværende WMM-model var den nordlige magnetiske pol i 2015 således 86° N. breddegrad, 159° V D., og den sydlige  - 64 ° S. breddegrad, 137° E [3] . Værdierne for den nuværende IGRF12-model er lidt anderledes: 86,3°N. breddegrad, 160° V for nordpolen, 64,3°S breddegrad, 136,6° E for den sydlige [11] .

Derfor passerer den magnetiske akse  - en ret linje, der går gennem de magnetiske poler - ikke gennem jordens centrum og er ikke dens diameter [6] [7] .

Positionerne af alle polerne skifter konstant - den geomagnetiske pol præcesserer i forhold til den geografiske med en periode på omkring 1200 år [2] .

I begyndelsen af ​​det 21. århundrede steg forskydningshastigheden af ​​den nordmagnetiske pol fra 15 km/år til 55 km/år ( 2 mm/s ) [12]

Eksternt magnetfelt

Det er bestemt af kilder i form af strømsystemer placeret uden for jordens overflade, i dens atmosfære [2] [4] . I den øvre del af atmosfæren (100 km og derover) - ionosfæren  - ioniseres dens molekyler og danner en tæt kold plasma , der stiger højere, og derfor en del af Jordens magnetosfære over ionosfæren, der strækker sig til en afstand på op til tre af dens radier, kaldes plasmasfæren . Plasmaet holdes af Jordens magnetfelt, men dets tilstand bestemmes af dets interaktion med solvinden - solkoronaens  plasmastrøm [13] .

I en større afstand fra Jordens overflade er magnetfeltet således asymmetrisk, da det forvrænges under påvirkning af solvinden: fra Solens side komprimeres det, og i retning fra Solen optager det en "hale", der strækker sig i hundredtusindvis af kilometer og går ud over Månens kredsløb [2] . Denne ejendommelige "haleform" opstår, når plasmaet fra solvinden og sollegemets strømme flyder rundt om Jordens magnetosfære  - en region i det ydre rum nær Jorden, stadig kontrolleret af Jordens magnetfelt og ikke af Solen og andre interplanetariske kilder [2] [4] [7] [8] ; det er adskilt fra det interplanetariske rum af magnetopausen , hvor solvindens dynamiske tryk balanceres af trykket fra dets eget magnetfelt. Magnetosfærens subsolare punkt er i gennemsnit i en afstand af 10 jordradier R ⊕ ; med en svag solvind når denne afstand 15–20 R ⊕ , og i perioden med magnetiske forstyrrelser på Jorden kan magnetopausen gå ud over den geostationære bane (6,6 R ⊕ ) [2] . Den aflange hale på natsiden er omkring 40 R⊕ i diameter og over 900 R⊕ i længden ; startende fra en afstand på omkring 8 R ⊕ , deles den i dele af et fladt neutralt lag, hvor feltinduktionen er tæt på nul [2] [4] [7] [8] .

Det geomagnetiske felt, på grund af den specifikke konfiguration af induktionslinjerne, skaber en magnetisk fælde for ladede partikler - protoner og elektroner. Den fanger og rummer et stort antal af dem, så magnetosfæren er en slags reservoir af ladede partikler. Deres samlede masse varierer ifølge forskellige skøn fra 1 kg til 10 kg. De danner det såkaldte strålingsbælte , der dækker Jorden fra alle sider, undtagen polarområderne. Det er betinget opdelt i to - internt og eksternt. Den nedre grænse af det indre bælte er placeret i en højde på omkring 500 km, dens tykkelse er flere tusinde kilometer. Det ydre bælte er placeret i en højde af 10-15 tusinde km. Partikler af strålingsbæltet under indflydelse af Lorentz-kraften foretager komplekse periodiske bevægelser fra den nordlige halvkugle til den sydlige halvkugle og omvendt, mens de langsomt bevæger sig rundt om Jorden i azimut. Afhængigt af energien laver de en komplet omdrejning rundt om Jorden på en tid fra flere minutter til et døgn [7] .

Magnetosfæren tillader ikke strømme af kosmiske partikler at nå jorden [8] . Men i dens hale, i store afstande fra Jorden, er styrken af ​​det geomagnetiske felt, og dermed dets beskyttende egenskaber, svækket, og nogle partikler af solplasmaet får mulighed for at komme ind i magnetosfæren og magnetiske fælder af strålingen bælter. Halen tjener således som et sted for dannelsen af ​​strømme af udfældende partikler, der forårsager nordlys og nordlysstrømme [ 2] . I polarområderne invaderer en del af solplasmastrømmen de øverste lag af atmosfæren fra Jordens strålingsbælte og kolliderer med ilt- og nitrogenmolekyler exciterer eller ioniserer dem, og under den omvendte overgang til den uexciterede tilstand udsender iltatomer. fotoner med λ = 0,56 μm og λ \u003d 0,63 μm, mens ioniserede nitrogenmolekyler under rekombination fremhæver de blå og violette bånd i spektret. Samtidig observeres nordlys, især dynamiske og lyse under magnetiske storme . De opstår under forstyrrelser i magnetosfæren forårsaget af en stigning i solvindens tæthed og hastighed med en stigning i solaktiviteten [8] [7] .

Feltindstillinger

En visuel repræsentation af positionen af ​​linjerne for magnetisk induktion af Jordens felt er givet af en magnetisk nål, der er fastgjort på en sådan måde, at den frit kan rotere både omkring den lodrette og omkring den vandrette akse (f.eks. i et kardanophæng ), - ved hvert punkt nær Jordens overflade er den installeret på en bestemt måde langs disse linjer.

Fordi de magnetiske og geografiske poler ikke stemmer overens, angiver den magnetiske nål kun nord-syd-retningen. Det lodrette plan, hvori den magnetiske nål er installeret, kaldes planet for den magnetiske meridian på det givne sted, og linjen, langs hvilken dette plan skærer jordens overflade, kaldes den magnetiske meridian [6] [8] . Magnetiske meridianer er således projektioner af Jordens magnetiske feltlinjer på dens overflade, der konvergerer ved nord- og sydmagnetpolerne [14] . Vinklen mellem retningerne af de magnetiske og geografiske meridianer kaldes magnetisk deklination . Den kan være vestlig (ofte betegnet med tegnet "−") eller østlig (tegn "+"), afhængigt af om magnetnålens nordpol afviger mod vest eller øst fra det lodrette plan af den geografiske meridian [6] [7] [8] .

Yderligere er linjerne i Jordens magnetfelt generelt set ikke parallelle med dens overflade. Det betyder, at den magnetiske induktion af Jordens felt ikke ligger i et givent steds horisontplan, men danner en vis vinkel med dette plan – det kaldes magnetisk hældning [6] [8] . Den er kun tæt på nul ved punkterne af den magnetiske ækvator  - omkredsen af ​​en storcirkel i et plan, der er vinkelret på den magnetiske akse [3] .

Magnetisk deklination og magnetisk hældning bestemmer retningen af ​​den magnetiske induktion af Jordens felt på hvert bestemt sted. Og den numeriske værdi af denne mængde kan findes ved at kende hældningen og en af ​​projektionerne af den magnetiske induktionsvektor  - på den lodrette eller vandrette akse (sidstnævnte viser sig at være mere praktisk i praksis). Således karakteriserer disse tre parametre - magnetisk deklination, hældning og absolut værdi af den magnetiske induktionsvektor B (eller magnetfeltstyrkevektoren ) - fuldt ud det geomagnetiske felt på et givet sted. Deres nøjagtige viden om det størst mulige antal punkter på Jorden er ekstremt vigtigt [6] [8] . Særlige magnetiske kort er kompileret med isogoner (linjer med samme deklination) og isokliner (linjer med samme hældning), der er nødvendige for orientering ved hjælp af et kompas [8] .

I gennemsnit varierer intensiteten af ​​Jordens magnetiske felt fra 25 til 65 µT (0,25-0,65 gauss ) og afhænger stærkt af den geografiske placering [3] . Dette svarer til en gennemsnitlig feltstyrke på omkring 0,5 Oe (40 A / m ) [2] . Ved den magnetiske ækvator er dens værdi omkring 0,34 Oe , og ved de magnetiske poler er den omkring 0,66 Oe. I nogle områder (magnetiske anomalier) stiger intensiteten kraftigt: i området af Kursk magnetiske anomali når den 2 Oe [7] .

Jordens magnetiske dipolmoment i 2015 var 7,72⋅10 25 G cm³ (eller 7,72⋅10 22 A m²), i gennemsnit faldet over de seneste årtier med 0,007⋅10 25 G cm³ om året [11] .


Naturen af ​​Jordens magnetfelt

For første gang forsøgte J. Larmor at forklare eksistensen af ​​Jordens og Solens magnetfelter i 1919 [19] ved at foreslå konceptet om en dynamo , ifølge hvilket magnetfeltet i et himmellegeme opretholdes under indflydelse af den hydrodynamiske bevægelse af et elektrisk ledende medium. Men i 1934 beviste T. Cowling [20] et teorem om umuligheden af ​​at opretholde et aksesymmetrisk magnetfelt ved hjælp af en hydrodynamisk dynamomekanisme. Og da de fleste af de undersøgte himmellegemer (især Jorden) blev betragtet som aksialsymmetriske, kunne det på baggrund heraf antages, at deres felt også ville være aksialt symmetrisk, og så ville dets generering ifølge dette princip være umuligt ifølge dette sætning [21] . Selv Albert Einstein var skeptisk over for gennemførligheden af ​​en sådan dynamo i betragtning af umuligheden af ​​eksistensen af ​​simple (symmetriske) løsninger. Først meget senere blev det vist, at ikke alle ligninger med aksial symmetri, der beskriver processen med at generere et magnetfelt, har en aksialsymmetrisk løsning, og i 1950'erne. der er fundet ikke-symmetriske løsninger [21] [16] .

Siden da er dynamo-teorien blevet udviklet med succes, og i dag er den mest almindeligt accepterede og mest sandsynlige forklaring på oprindelsen af ​​Jordens og andre planeters magnetfelt en selv-exciteret dynamo-mekanisme baseret på generering af en elektrisk strøm i en leder, når den bevæger sig i et magnetfelt genereret og forstærket af disse strømme selv. De nødvendige betingelser skabes i jordens kerne : i den flydende ydre kerne , der hovedsageligt består af jern ved en temperatur i størrelsesordenen 4-6 tusind kelvin, som leder fremragende strøm, skabes konvektivstrømme , der fjerner varme fra det faste stof indre kerne (genereret på grund af henfald af radioaktive grundstoffer eller frigivelse af latent varme under størkning af stof ved grænsen mellem den indre og ydre kerne, efterhånden som planeten gradvist afkøles). Coriolis-kræfterne vrider disse strømme til karakteristiske spiraler og danner de såkaldte Taylor-søjler . På grund af lagenes friktion får de en elektrisk ladning, der danner sløjfestrømme. Der skabes således et system af strømme, der cirkulerer langs et ledende kredsløb i ledere, der bevæger sig i et (indledningsvis tilstedeværende, omend meget svagt) magnetfelt, som i en Faraday-skive . Det skaber et magnetfelt, som med gunstig geometri af strømmene forstærker startfeltet, og dette forstærker igen strømmen, og forstærkningsprocessen fortsætter, indtil tabene på grund af Joule-varme, som stiger med stigende strøm, balancerer energitilførslen på grund af hydrodynamiske bevægelser [15] [22] [17] [23] . Det er blevet foreslået, at dynamoen kan exciteres på grund af præcession eller tidevandskræfter, det vil sige at energikilden er Jordens rotation, men den mest almindelige og udviklede hypotese er, at der stadig er tale om termokemisk konvektion [18] .

Matematisk er denne proces beskrevet af den magnetohydrodynamiske induktionsligning [17] [18] [24]

,

hvor u  er væskestrømningshastigheden, B  er den magnetiske induktion , η = 1/μσ er den magnetiske viskositet (magnetisk diffusionskoefficient), σ er væskens elektriske ledningsevne , og μ er den magnetiske permeabilitet , som ved en så høj kernetemperatur er praktisk talt det samme som μ 0  - vakuumpermeabilitet. Det første led på højre side svarer til dannelsen af ​​magnetfeltet, og det andet til dets undertrykkelse. For u=0 (uden dynamo) er løsningen af ​​denne ligning et felt, der dør fuldstændigt ud efter 6⋅10 4 år [24] .

Men for en fuldstændig beskrivelse er det nødvendigt at nedskrive et system af magnetohydrodynamiske ligninger. I Boussinesq-tilnærmelsen (inden for hvilken den såkaldte sekulære afkøling forsømmes, og alle væskens fysiske egenskaber antages at være konstante, bortset fra Archimedes-kraften , som tager højde for ændringer i tæthed på grund af temperaturforskelle og generelt tilfælde, koncentrationen af ​​lette elementer), dette er [17] [ 18] [24] :

.

Her er ρ densiteten, ν er den kinematiske viskositet ,  er det "effektive" tryk, under hensyntagen til centrifugalkraften (selvom den i nogle modeller antages at være ubetydelig),  er tyngdekraften (R 0  er radius af ydre kerne), Ω  er vinkelhastigheden af ​​kappens rotation , antaget lig med rotationshastigheden af ​​den indre kerne,  er strømtætheden i henhold til Ampères lov , indekset "0" angiver overalt værdierne ved grænsen af den ydre kerne. Den venstre side af ligningen er den afledte af momentum pr. volumenenhed, det vil sige den tidsafledede af værdien ρ 0 V, medført af væskens bevægelse; højre side er summen af ​​de kræfter, der forårsager denne ændring i momentum: trykgradient , viskositet , tyngdekraft ( Archimedes kraft ), rotation ( Coriolis kraft ) og magnetfelt ( Lorentz kraft ) [17] .

Jordens rotation er en af ​​de vigtigste faktorer i dannelsen af ​​det geomagnetiske felt, og dens mekanisme ligner processerne i jordens atmosfære, hvilket fører til hvirvelen af ​​luftmasser mod uret på den nordlige halvkugle og i den modsatte retning på den sydlige halvkugle - cykloner og anticykloner . Lignende hvirvler af konvektionsstrømme i kernen fører til, at individuelle turbulente konvektionsbevægelser opnår en storskala (når gennemsnittet over hastighedsudsving) spejl-asymmetri og tilsammen fører til generering af en dynamo på en makroskopisk skala på grund af elektromotorikken kraft rettet langs, snarere end vinkelret på, det gennemsnitlige (som bestemmes ved at midlere det reelle felt over dets mulige statistiske realiseringer) magnetfelt , hvor ε er EMF, og α er proportionalitetskoefficienten, på grund af hvilken denne mekanisme blev kaldt alfa-effekt [23] [25] . I det generelle tilfælde er α en tensor , men spejlantisymmetri giver en pseudoskalær , som denne formel kræver ved konstruktion, da ε  er en sand vektor , og B  er en pseudovektor [26] . En dynamo udelukkende baseret på α-effekten kaldes en α 2 -dynamo, da dens virkning er udtrykt ved produktet af to led, der indeholder denne koefficient [24] - den er karakteriseret ved et næsten stationært felt, der oplever små kortsigtede variationer (i størrelsesordenen hundreder af år for Jorden) og langsigtede fuldstændige inversioner (i størrelsesordenen en million år for Jorden). En mekanisme med virkningen af ​​omega-effekten (mere betydningsfuld for Solen end for Jorden, men nødvendig for at forklare arten af ​​den observerede drift af geomagnetiske inhomogeniteter) er også mulig - dette er en differentiel rotation målt ved en hastighedsgradient, som fra et poloidt (forlænget langs meridianerne, B S ) skaber magnetfeltet et toroidalt (udstrakt langs parallellerne, B T ) felt skjult i planetens ledende kerne. Alfa-effekten lukker generationscyklussen — forvandler det toroidale felt til et poloidt felt på grund af hvirvler karakteriseret ved negativ helicitet (denne egenskab er udtrykt ved forholdet og er direkte relateret til værdien af ​​α) på den nordlige halvkugle og positiv på den sydlige halvkugle Halvkugle: stigende og faldende strømme i konvektionscylindre strækker og drejer B T -linjer i S-retning [27] [21] [16] [18] . Et sådant skema kaldes normalt αω-effekten , det giver variable felter, og samtidig B T >>B S , mens disse komponenter for α 2 -mekanismen er sammenlignelige (eksperimentelt indtil dato kun et groft estimat af |B S |<|B T |<100|B S |). Og hvis kun alfa-effekten kan være kilden til det poloidale felt, så kan begge være kilden til det toroidale felt, og hvis begge yder et væsentligt bidrag, betegnes den tilsvarende mekanisme nogle gange som α 2 ω. De fleste af de teoretiske modeller af den magnetiske dynamo er af α2- typen . I begge tilfælde, både alfa- og omega-effekter, er begrænsningerne af Cowlings sætning [17] [24] således fjernet . Der er dog en række strømningsgeometrier, for hvilke en dynamo også er umulig (f.eks. et rent toroidalt hastighedsfelt [24] [28] ), samtidig er det under visse betingelser også muligt med nul total hvirvel og nul helicitet; andre effekter er også mulige, hvilket fører til fremkomsten af ​​en emk parallel med magnetfeltet [26] .


,

hvor T er temperaturen, κ = k/(ρc p ) er den termiske diffusivitet (koefficient for termisk diffusion), k er den termiske ledningsevne , c p  er den specifikke varme af mediet ved konstant tryk. Den sidste term, ε, er proportional med frigivelsen af ​​varme genereret af forskellige kilder opløst i væsken (såsom radioaktivt henfald), pr. masseenhed. I modeller, der tager højde for overførslen af ​​ikke kun varme, men også stof , er den tilsvarende lignende ligning skrevet for variablen ξ - massefraktionen af ​​lette elementer (det antages, at disse er svovl og oxygen ) i sammensætningen af kerne:

,

hvor κ ξ  er den (molekylære) diffusionskoefficient . I de fleste dynamo-modeller er forskellen i temperatur og koncentrationer af lette elementer dog for nemheds skyld kombineret til en variabel, der er ansvarlig for opdrift.

. . ,

hvor α er koefficienten for lineær termisk udvidelse (notationen er den samme som proportionalitetsfaktoren i ligningen for alfaeffekten). I det generelle tilfælde, når der tages højde for masseoverførsel, er der også et udtryk i firkantede parenteser . Her ,. _

Naturligvis er grænsebetingelser for strømningshastigheden, magnetfeltet og temperaturforskellen også nødvendige, og meget afhænger af, hvordan de er indstillet i en bestemt model. Den største spredning opstår i forhold til strømmen af ​​varme og stof ved grænserne mellem den indre og ydre kerne, samt mellem den ydre kerne og kappen, og kappens heterogenitet og processer i den på grund af pladetektonikken spiller en væsentlig rolle [17] [18] [29] , som, hvad der er vigtigt, forløber størrelsesordener langsommere end i kernen, hvilket i høj grad komplicerer den komplekse analyse af problemet.

Det er mere bekvemt at løse dette ligningssystem i en dimensionsløs form ved at introducere de karakteristiske størrelser af længde, tid, hastighed, magnetfelt osv.; så vil de inkludere følgende dimensionsløse parametre [17] [18] [30] :

Parameter Formel Definition Værdi i jordens kerne Bemærk
Indtastningsparametre
Rayleigh nummer , hvor β 0  er temperaturgradienten ved grænsen af ​​den ydre kerne (ved r=R 0 ).

Afhængigt af modellen er der andre definitioner:

(D er tykkelsen af ​​den ydre kerne),

(  er den samlede varmeflux),

(β 1  er temperaturgradienten ved grænsen af ​​den indre og ydre kerne) osv. [17]

forholdet mellem intensiteten af ​​opdrift og viskositet, som bestemmer mængden af ​​energi, der er tilgængelig for systemet til implementering af konvektion: konvektionsmekanismen for varmeoverførsel vil råde over termisk ledningsevne, når Ra er større end en vis kritisk værdi 10 24 -10 30 , afhængigt af definitionen [17] [24]
Ekman nummer forhold mellem viskositet (indre friktion) og Coriolis-kraft: en mindre værdi svarer til en hurtigere rotation og omvendt 10 -15
Prandtl nummer ,

og også (med forbehold for masseoverførsel) masse Prandtl-nummeret

,

forholdet mellem de karakteristiske diffusionstider for viskøs og termisk, dvs. kinematisk viskositet og termisk diffusivitet ~10 -1 formentlig, når turbulent diffusion dominerer, har alle Prandtl-tal en tendens til 1, selvom spørgsmålet om turbulens i kernen endnu ikke er blevet undersøgt nok
Magnetisk Prandtl nummer forholdet mellem de karakteristiske diffusionstider for magnetiske og tyktflydende, det vil sige magnetiske kræfter, og de indre friktionskræfter 10-6 _
Taylor nummer forholdet mellem Coriolis-kraften og kræfterne af viskøs friktion
Ændret Rayleigh-nummer forholdet mellem Archimedes-styrken og Coriolis-styrken
Ekman magnetiske tal forholdet mellem rotationsperioden og den karakteristiske tid for magnetisk interaktion
Forholdet mellem diffusionskoefficienterne for magnetisk og termisk 1,7⋅10 -5 [24] , 2⋅10 -7 [17]
Beregnede værdier
Magnetisk Reynolds-nummer , hvor u 0 er den karakteristiske strømningshastighed. Lokalt på hvert punkt er mængden defineret som forholdet mellem den karakteristiske kinetiske tid og koefficienten for magnetisk diffusion, dvs. magnetisk induktion og diffusion 10 2 -10 3 [17] [30] [24] Dynamoen er kun mulig, når tærskelværdien Rm nås, det vil sige under den betingelse, at intensiteten af ​​stigningen i magnetfeltets energi på grund af dynamoens arbejde mod Lorentz-kraften − u •( J × B ) overstiger værdien μ 0 ηJ 2 , intensiteten af ​​spredningen af ​​magnetisk energi til varme , — dette svarer til Rm>1, men dette er langt fra tilstrækkeligt: ​​værdien - u •( J × B ) bør ikke altid være negativ [17] .

Nogle gange introduceres også magnetiske Reynolds-tal for alfa-effekten og omega-effekten for at karakterisere bidragene fra disse mekanismer [24] .

Elsasser nummer , hvor B 0  er den karakteristiske værdi af magnetfeltet, forholdet mellem Lorentz-styrken og Coriolis-styrken (ti) er lig med 1 for et magnetfelt lig med 1 i dimensionsløse enheder
Rossby nummer   forholdet mellem inertikraft og Corioliskraft 10-6 _

På grund af dets kompleksitet kan dette system af partielle differentialligninger kun løses nøjagtigt numerisk, og en sådan mulighed er teknisk set først dukket op relativt for nylig. Opgaven med numerisk simulering  er at finde ud af, om løsningen beskriver den observerede dynamik i det geomagnetiske felt [17] . Det magnetiske felt, der opnås som følge af løsningen, skal kunne excitere strømme, der genererer et magnetfelt yderligere osv. Vanskeligheden ligger i manglen på information om den indre kerne, især om varmekilder, der forårsager konvektion [23] . Store vanskeligheder er forårsaget af beskrivelsen af ​​småskala strukturer og beregningen af ​​karakteristika for dem, for eksempel Ekman-laget med en tykkelse på 10 cm (selv 10 m) på overfladen af ​​kernen med en radius på 3500 km [17] . Den exceptionelle lillehed af de dimensionsløse parametre E og Pm og omvendt den store værdi af Rm er stadig uopnåelige i numeriske simuleringer [18] .

Et gennembrud i denne henseende blev opnået i 1995 af grupper fra Japan [32] og USA [33] [31] . Fra dette øjeblik gengiver resultaterne af en række numeriske simuleringer på tilfredsstillende vis de kvalitative karakteristika af det geomagnetiske felt i dynamik, herunder reverseringer [16] [34] . Referencemodellen anses for at være det kumulative resultat af seks videnskabelige gruppers arbejde i slutningen af ​​90'erne. [35] , hvor de dimensionsløse nøgleparametre blev antaget at være Ra=10 5 , E=10 −3 , Pr=1, Pm=5, hvilket er meget langt fra de reelle værdier, men det er vigtigt, at inden for det alligevel , er der en stabil løsning, og den er meget brugt til at vurdere nøjagtigheden af ​​andre metoder [18] .

I stedet for en nøjagtig numerisk løsning er det dog muligt at konstruere et system af almindelige differentialligninger af lav orden, der groft afspejler hovedtrækkene i det oprindelige ikke-lineære problem for at tilnærme systemets adfærd ud fra et synspunkt dynamisk systemteori [30] [16] . Det er også muligt analytisk at evaluere systemets adfærd i den asymptotiske grænse [18] [21] . Dette gør det muligt at simulere forskellige tilstande af dynamoen, for at analysere forholdet mellem parametrene [24] .

En eksperimentel undersøgelse af dynamoeffekten er også forbundet med enorme vanskeligheder, da det under laboratorieforhold naturligvis er ekstremt vanskeligt at gengive de betingelser, der er skabt inde i Jorden eller andre astronomiske objekter - stjerner og planeter. Hovedproblemet er lilleheden af ​​det magnetiske Prandtl-tal , der karakteriserer eksperimentelt tilgængelige væsker [26] [18] . Derfor er der siden midten af ​​det 20. århundrede kun blevet udført tre vellykkede implementeringer af den hydromagnetiske dynamo af videnskabelige grupper i Riga [36] [37] , Karlsruhe [38] og Cadarache [39] [40] , og strengt taget , ingen af ​​dem kan betragtes som en direkte analog af den naturlige proces [26] . I øjeblikket udføres de største undersøgelser på University of Maryland ved hjælp af flydende natrium og på University of Wisconsin , hvor de nødvendige betingelser for at generere en dynamo simuleres på et varmt plasma [41] .

Problemet med moderne geomagnetisme er det såkaldte New core paradoks [42] Inden for rammerne af den traditionelle dynamo teori er der behov for en solid indre kerne for at generere et selvbærende magnetfelt. Men i begyndelsen af ​​2010'erne viste undersøgelser, at den faste kerne kun kunne være dannet for omkring 1,5 milliarder år siden [43] [44] , mens magnetfeltet eksisterede allerede for 3,4 milliarder år siden [45] , og ifølge nogle data endda 4,2 milliarder år siden [46] , altså kort efter dannelsen af ​​selve planeten. Som følge heraf blev enten den faste kerne alligevel dannet meget tidligere [47] [48] , eller på de tidlige stadier blev dynamoen realiseret ifølge en anden mekanisme [49] [50] , for eksempel mener nogle forskere [51] at paradoks kan forklares en stor varmeoverførsel fra kernen og en mindre fra kappen (i dette tilfælde er varmekonvektion mulig selv før dannelsen af ​​en fast kerne), men selv de ændrede værdier af termisk ledningsevne gør det ikke forklare paradokset fuldt ud. Der udvikles også hypoteser om, at Jordens magnetfelt i de tidlige stadier af dens eksistens er tilvejebragt ved krystallisation af et mineralstof - siliciumdioxid [52] eller magnesiumoxid [53] . Fra 2017 forbliver spørgsmålet om alderen af ​​den faste kerne og magnetfeltet i tidlige geologiske perioder åbent [34] .

Ændringer i jordens magnetfelt

Undersøgelser af den resterende magnetisering erhvervet af magmatiske bjergarter, når de afkøles under Curie-punktet , indikerer gentagne vendinger af Jordens magnetiske felt , registreret i stribemagnetiske anomalier i havskorpen , parallelt med akserne på midt-ocean-ryggene . Således er alle ændringer i Jordens magnetfelt gennem de seneste 180 millioner år registreret i havskorpen. Ved at sammenligne områder med samme magnetisering på forskellige sider af de oceaniske højderygge er det muligt at bestemme, hvornår disse områder begyndte at divergere.

Forskydningen af ​​Jordens magnetiske poler

For første gang blev koordinaterne for den magnetiske pol på den nordlige halvkugle bestemt i 1831, igen - i 1904, derefter i 1948 og 1962, 1973, 1984, 1994; på den sydlige halvkugle - i 1841, igen - i 1908 [54] . Forskydningen af ​​de magnetiske poler er blevet registreret siden 1885. I løbet af de sidste 100 år har den magnetiske pol på den sydlige halvkugle flyttet sig [55] næsten 900 km og kommet ind i det sydlige ocean [56] . De seneste data [57] om tilstanden af ​​den arktiske magnetiske pol (bevæger sig mod den østsibiriske verdens magnetiske anomali gennem det arktiske hav ) viste, at fra 1973 til 1984 var dens løb 120 km, fra 1984 til 1994 - mere end 150 km. Selvom disse data er beregnet, bekræftes de ved målinger af den nordmagnetiske pol.

Efter 1831, hvor stangens position blev registreret for første gang, har stangen i 2019 allerede flyttet sig mere end 2300 km mod Sibirien og fortsætter med at bevæge sig med acceleration. Dens hastighed er steget fra 15 km om året i 2000 til 55 km om året i 2019. En sådan hurtig drift medfører behov for hyppigere justeringer af navigationssystemer, der bruger Jordens magnetfelt, for eksempel i kompasser i smartphones eller i backup-navigationssystemer på skibe og fly [58] .

Intensiteten af ​​jordens magnetfelt er faldende og ujævnt. I løbet af de seneste 22 år er den i gennemsnit faldet med 1,7 %, og i nogle regioner – for eksempel i det sydlige Atlanterhav – med 10 %. Nogle steder er styrken af ​​magnetfeltet, i modsætning til den generelle tendens, endda steget.

Accelerationen af ​​polernes bevægelse (med et gennemsnit på 3 km/år) og deres bevægelse langs korridorerne af magnetisk polvending (disse korridorer gjorde det muligt at identificere mere end 400 paleoinversioner) antyder, at denne bevægelse af polerne bør være ses ikke som en udflugt, men som endnu en vending af Jordens magnetfelt [59] .

Dette bekræftes også af den nuværende stigning i åbningsvinklen for cusps (polære spalter i magnetosfæren i nord og syd), som nåede 45° i midten af ​​1990'erne. Solvindens strålingsmateriale, det interplanetariske rum og de kosmiske stråler styrtede ind i de udvidede sprækker, hvorved der kommer en større mængde stof og energi ind i polarområderne, hvilket kan føre til yderligere opvarmning af polarhætterne. .

Geomagnetiske koordinater ( McIlwain coordinates )

I kosmisk strålefysik er specifikke koordinater i det geomagnetiske felt, opkaldt efter videnskabsmanden Carl McIlwain , som først foreslog deres anvendelse [60] , meget brugt, da de er baseret på invarianter af partikelbevægelse i et magnetfelt. Et punkt i et dipolfelt er karakteriseret ved to koordinater (L, B), hvor L er den såkaldte magnetiske skal , eller McIlwain parameter ( engelsk  L-shell, L-værdi, McIlwain L-parameter ), B er den magnetiske feltinduktion (normalt i Gs ). Værdien L tages normalt som parameteren for den magnetiske skal, svarende til forholdet mellem den gennemsnitlige afstand af den reelle magnetiske skal fra Jordens centrum i planet for den geomagnetiske ækvator til Jordens radius. [61]

Forskningshistorie

For et par årtusinder siden i det gamle Kina var det kendt, at magnetiserede objekter er placeret i en bestemt retning, især kompasnålen indtager altid en bestemt position i rummet. Takket være dette har menneskeheden længe været i stand til at bruge sådan en pil (kompas) til at navigere på det åbne hav langt fra kysten. Men før Columbus rejse fra Europa til Amerika (1492) viste ingen særlig opmærksomhed til undersøgelsen af ​​et sådant fænomen, da videnskabsmænd på den tid troede, at det opstår som et resultat af tiltrækningen af ​​pilen ved Nordstjernen . I Europa og havene omkring det blev kompasset på det tidspunkt installeret næsten langs den geografiske meridian. Da han krydsede Atlanterhavet, bemærkede Columbus, at omkring halvvejs mellem Europa og Amerika afveg kompasnålen næsten 12° mod vest. Denne kendsgerning gav straks anledning til tvivl om rigtigheden af ​​den tidligere hypotese om tiltrækningen af ​​pilen af ​​Polar Star, gav impuls til en seriøs undersøgelse af det nyopdagede fænomen: information om Jordens magnetfelt var nødvendig af navigatører. Fra det øjeblik startede videnskaben om jordisk magnetisme, udbredte målinger af magnetisk deklination , det vil sige vinklen mellem den geografiske meridian og aksen af ​​den magnetiske nål, det vil sige den magnetiske meridian, begyndte. I 1544 opdagede den tyske videnskabsmand Georg Hartmann et nyt fænomen: den magnetiske nål afviger ikke kun fra den geografiske meridian, men er ophængt i tyngdepunktet og har en tendens til at stå i en vinkel i forhold til det vandrette plan, kaldet magnetisk hældning [5] .

Fra det øjeblik, sammen med undersøgelsen af ​​fænomenet afbøjning, begyndte videnskabsmænd også at studere hældningen af ​​den magnetiske nål. José de Acosta (en af ​​grundlæggerne af geofysikken , ifølge Humboldt ) havde i sin History (1590) først teorien om fire linjer uden magnetisk deklination. Han beskrev brugen af ​​kompasset, afvigelsesvinklen, forskellen mellem den magnetiske og nordlige pol, samt udsving i afvigelser fra et punkt til et andet, identificerede steder med nul afvigelse, for eksempel på Azorerne [62 ] .

Som et resultat af observationer blev det fundet, at både deklination og hældning har forskellige værdier på forskellige punkter på jordens overflade. Samtidig adlyder deres ændringer fra punkt til punkt et komplekst mønster. Hendes forskning gjorde det muligt for hoflægen for den engelske dronning Elizabeth og naturfilosof William Gilbert i 1600 i sin bog "On the Magnet" ("De Magnete") at fremsætte hypotesen om, at Jorden er en magnet, hvis poler falder sammen med de geografiske poler. Med andre ord mente W. Gilbert, at Jordens felt ligner feltet for en magnetiseret kugle. W. Hilbert baserede sit udsagn på et eksperiment med en model af vores planet, som er en magnetiseret jernkugle og en lille jernpil. Hovedargumentet til fordel for hans hypotese, Gilbert mente, at den magnetiske hældning målt på en sådan model viste sig at være næsten den samme som hældningen observeret på jordens overflade. Uoverensstemmelsen mellem Jordens deklination og deklinationen i modellen, forklarede Gilbert ved kontinenternes afbøjningsvirkning på den magnetiske nål. Selvom mange fakta, der blev etableret senere, ikke faldt sammen med Hilberts hypotese, har den ikke mistet sin betydning den dag i dag. Hilberts grundtanke om, at årsagen til jordmagnetisme skulle søges inde i Jorden, viste sig at være korrekt, såvel som det faktum, at Jorden i den første tilnærmelse faktisk er en stor magnet, som er en ensartet magnetiseret kugle [5] .

I 1634 fandt den engelske astronom Henry Gellibrand ud af, at Londons magnetiske deklination ændrede sig med tiden. Dette var det første registrerede bevis på sekulære variationer - regelmæssige (fra år til år) ændringer i de gennemsnitlige årlige værdier af de geomagnetiske feltkomponenter [5] [62] .

M. V. Lomonosov gav i 1759 i sin rapport "Diskurs om den store nøjagtighed af søruten" værdifulde råd om, hvordan man kan øge nøjagtigheden af ​​kompasaflæsningerne. For at studere jordmagnetisme anbefalede han at organisere et netværk af permanente punkter (observatorier), hvori man kunne foretage systematiske magnetiske observationer; sådanne observationer bør også udføres i vid udstrækning til søs. Lomonosovs idé om at organisere magnetiske observatorier blev realiseret kun 60 år senere i Rusland [62] .

Deklinations- og hældningsvinklerne bestemmer retningen i rummet af intensiteten af ​​Jordens magnetfelt, men kan ikke give dens numeriske værdi. Indtil slutningen af ​​det XVIII århundrede. målinger af størrelsen af ​​intensiteten blev ikke foretaget af den grund, at lovene for vekselvirkning mellem magnetfeltet og magnetiserede legemer ikke var kendt. Først efter i 1785-1789. Den franske fysiker Charles Coulomb etablerede en lov opkaldt efter ham , og muligheden for sådanne målinger dukkede op. Siden slutningen af ​​det 18. århundrede begyndte, sammen med observationen af ​​hældning og hældning, udbredte observationer af den vandrette komponent, som er en projektion af magnetfeltstyrkevektoren på et vandret plan (ved at kende deklinationen og hældningen kan man også beregne værdien af ​​den samlede magnetfeltstyrkevektor) [5] .

Det første teoretiske arbejde om, hvad der udgør Jordens magnetfelt, det vil sige, hvad er størrelsen og retningen af ​​dens styrke ved hvert punkt på jordens overflade, tilhører den tyske matematiker Carl Gauss . I 1834 gav han et matematisk udtryk for spændingskomponenterne som funktion af koordinater - observationsstedets bredde- og længdegrad. Ved hjælp af dette udtryk er det muligt for hvert punkt på jordens overflade at finde værdierne af enhver af de komponenter, der kaldes elementerne i jordens magnetisme. Dette og andre værker af Gauss blev grundlaget, hvorpå den moderne videnskab om jordmagnetisme er bygget op [5] . Især i 1839 beviste han, at hoveddelen af ​​magnetfeltet kommer ud af Jorden, og årsagen til små, korte afvigelser af dets værdier skal søges i det ydre miljø [62] .

I 1831 opdagede den engelske polarforsker John Ross den nordlige magnetiske pol i den canadiske øgruppe  - området, hvor den magnetiske nål indtager en lodret position, det vil sige hældningen er 90 °. Og i 1841 nåede James Ross (nevø af John Ross) Jordens anden magnetiske pol , beliggende i Antarktis [62] .

Se også

Noter

  1. Forskere i USA finder ud af, at Jordens magnetfelt er 700 millioner år ældre end antaget . Hentet 2. august 2015. Arkiveret fra originalen 3. august 2015.
  2. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Edward Kononovich. Jordens magnetfelt . http://www.krugosvet.ru/ . Encyclopedia Around the World: Universal populærvidenskabelig online-leksikon. Hentet: 2017-04-26. Arkiveret fra originalen den 21. marts 2009.
  3. 1 2 3 4 5 6 7 8 Geomagnetisme Ofte stillede  spørgsmål . https://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html _ Nationale centre for miljøinformation (NCEI). Hentet 23. april 2017. Arkiveret fra originalen 2. april 2019.
  4. 1 2 3 4 5 6 7 8 A. I. Dyachenko. Jordens magnetiske poler . - Moscow: Publishing House of the Moscow Center for Continuous Mathematical Education, 2003. - 48 s. - ISBN 5-94057-080-1 .
  5. 1 2 3 4 5 6 7 A. V. Vikulin. VII. Jordens geomagnetiske felt og elektromagnetisme // Introduktion til Jordens fysik. Lærebog for geofysiske specialer ved universiteter. - Forlag for Kamchatka State Pedagogical University, 2004. - 240 s. — ISBN 5-7968-0166-X .
  6. 1 2 3 4 5 6 7 Elektricitet og magnetisme // Elementær lærebog i fysik / red. G.S. Landsberg . - 16. - Fizmatlit, 2016. - T. 2. - 488 s. - ISBN 978-5-9221-1610-7 , 978-5-9221-1501-8.
  7. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 V.V. Zhilko, L.G. Markovich. 47. Jordens magnetfelt. Jordens strålingsbælter // Fysik: lærebog. tillæg til 11. klasse. almen uddannelse institutioner med russisk. lang. uddannelse med en 12-årig studieperiode (grundlæggende og videregående). - Minsk: Nar. Asveta, 2008. - S. 189-192.
  8. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 L. A. Aksenovich, N. N. Rakina, K. S. Farino. Jordens magnetfelt. Jordens strålingsbælter // Fysik i gymnasiet: Teori. Opgaver. Prøver: Proc. godtgørelse til institutioner, der yder almen. miljøer, uddannelse / Red. K. S. Farino. - Minsk: Adukatsia i vykhavanne, 2004. - S. 356-359.
  9. Internationalt geomagnetisk  referencefelt . http://www.iugg.org/ . International Union of Geodesy and Geophysics (22. december 2014). Hentet: 2017-04-26. Arkiveret fra originalen den 1. maj 2017.
  10. The World Magnetic Model  . https://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html _ Nationale centre for miljøinformation (NCEI). Hentet 26. april 2017. Arkiveret fra originalen 30. april 2017.
  11. 1 2 3 Magnetiske nord- , geomagnetiske og magnetiske poler  . http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp/ . World Data Center for Geomagnetism, Kyoto. Hentet 27. april 2017. Arkiveret fra originalen 9. februar 2019.
  12. Den magnetiske nordpol har tendens til Sibirien. Hvad betyder det? . Hentet 23. november 2021. Arkiveret fra originalen 23. november 2021.
  13. D.L. Gallagher. Jordens plasmasfære  . NASA. Hentet 23. april 2017. Arkiveret fra originalen 22. januar 2017.
  14. Magnetisk meridian (utilgængeligt link) . Ordliste.ru . Ordbog for naturvidenskab. Hentet: 2010-07-20 . Arkiveret fra originalen den 21. januar 2012. 
  15. 1 2 Hvordan genererer Jordens kerne et magnetfelt? (utilgængeligt link) . USGS ofte stillede spørgsmål . United States Geological Survey. Hentet 30. april 2017. Arkiveret fra originalen 18. januar 2015. 
  16. 1 2 3 4 5 Nigel Weiss. Dynamoer i planeter, stjerner og galakser  (engelsk)  // A&G. - 2002. - 1. juni ( bind 43 , udg. 3 ). - P. 3,9-3,14 . - doi : 10.1029/2000RG000102 .
  17. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 Kono, M. og P. H. Roberts. Nylige geodynamo-simuleringer og observationer af det geomagnetiske felt  // Anmeldelser af geofysik. - 2002. - T. 40 , no. 4 . - S. 4-1 - 4-53 . - doi : 10.1029/2000RG000102 .
  18. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Chris A. Jones. Planetariske magnetfelter og væskedynamoer   // Årlig gennemgang af væskemekanik. — Årlige anmeldelser , 2011. — Vol. 43 . - S. 583-614 .
  19. Larmor, J. Hvordan kunne et roterende legeme som Solen blive en magnet // Reports of the British Association. - 1919. - T. 87 . - S. 159-160 .
  20. Cowling T.  Solpletternes magnetfelt  // Månedlige meddelelser fra Royal Astronomical Society  . - Oxford University Press , 1934. - Vol. 94 . - S. 39-48 . - doi : 10.1093/mnras/94.1.39 . - .
  21. 1 2 3 4 Popova E. P. Moderne resultater af asymptotiske undersøgelser af dynamomodeller  // Uspekhi fizicheskikh nauk . - Russian Academy of Sciences , 2016. - Juni ( vol. 186 , nr. 6 ). - S. 577-596 . - doi : 10.3367/UFNr.2016.02.037727 .
  22. Bakulin P. I., Kononovich E. V., Moroz V. I. § 131. Jordens magnetfelt, nordlys og strålingsbælter. Kommunikation af sol- og terrestriske fænomener // Forløb for generel astronomi. - 4. - Moskva: Nauka, 1977. - 544 s.
  23. 1 2 3 David P. Stern. Den selvbærende dynamo i jordens kerne: oprindelsen af ​​jordens  magnetisme . Uddannelseswebsteder om astronomi, fysik, rumflyvning og jordens magnetisme . Hentet 30. april 2017. Arkiveret fra originalen 17. april 2015.
  24. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 P. H. Roberts og E. M. King. Om tilblivelsen af ​​Jordens magnetisme  //  Reports on Progress in Physics. - 2013. - 4. september ( bind 76 ). — P. 096801 . - doi : 10.1088/0034-4885/76/9/096801 .
  25. Eugene N. Parker. Hydromagnetic Dynamo Models  //  The Astrophysical Journal . - IOP Publishing , 1955. - September ( vol. 122 ). - S. 293-314 . - doi : 10.1086/146087 . - .
  26. 1 2 3 4 D.D. Sokolov, R.A. Stepanov, P.G. Frick. Dynamo: på vej fra astrofysiske modeller til laboratorieeksperiment  // Uspekhi fizicheskikh nauk . - Det russiske videnskabsakademi , 2014. - Marts ( vol. 184 , udgave 3 ). - S. 313-335 . - doi : 10.3367/UFNr.0184.201403g.0313 .
  27. Starchenko S.V. Generering af et magnetfelt i jordens og planeternes dybe tarme  (engelsk) . http://www.izmiran.ru . IZMIRAN (2014). Hentet 5. maj 2017. Arkiveret fra originalen 12. juli 2017.
  28. FH Busse. Homogene dynamoer i planetkerner og i laboratoriet  //  Årlig gennemgang af væskemekanik. - Årlige anmeldelser , 2000. - 11. april ( bind 32 ). - S. 383-408 . - doi : 10.1146/annurev.fluid.32.1.383 .
  29. C. Kutzner, UR Christensen. Fra stabil dipolær til at vende numeriske dynamoer  //  Jordens fysik og planeternes indre. - 2002. - 11. april ( bind 131 , udg. 1 ). - S. 29-45 . - doi : 10.1016/S0031-9201(02)00016-X .
  30. 1 2 3 A. V. Gusev, I. N. Kitiashvili. Analyse af de ikke-lineære effekter af magnetokonvektion ved grænserne af Jordens ydre kerne  // Georesources. - 2001. - 2. december ( nr. 2 (6) ). - S. 38-40 .
  31. 1 2 Glatzmaiers, Gary A.; Roberts, Paul H. En tredimensionel selvkonsistent computersimulering af en geomagnetisk  feltvending  // Nature . - 1995. - 21. september ( vol. 377 , iss. 6546 ). - S. 203-209 . - doi : 10.1038/377203a0 . — .
  32. Kageyama, A., T. Sato og Complexity Simulation Group. Computersimulering af en magnetohydrodynamisk dynamo, II  (engelsk)  // Physics of Plasmas. - 1995. - 1. januar ( bind 2 , udg. 5 ). - S. 1421-1431 . - doi : 10.1063/1.871485 . - .
  33. Glatzmaier, G. A. og P. H. Roberts. En tredimensionel konvektiv dynamoløsning med roterende og endeligt ledende indre kerne og kappe  //  Jordens fysik og planeternes indre. - 1995. - Bd. 91 , udg. 1-3 . - S. 63-75 . - doi : 10.1016/0031-9201(95)03049-3 . - .
  34. 1 2 Peter E. Driscoll. Simulering af 2 Ga af geodynamohistorie   // Geofys . Res. Lett.. - 2016. - 6. juni ( bd. 43 , udg. 11 ). - P. 5680-5687 . - doi : 10.1002/2016GL068858 .
  35. U. R. Christensen et al. Et numerisk dynamobenchmark  //  Jordens fysik og planeternes indre. - 2001. - 10. december ( bind 128 , udg. 1-4 ). - S. 25-34 . - doi : 10.1016/S0031-9201(01)00275-8 .
  36. Agris Gailitis, Olgerts Lielausis, Sergej Dement'ev, et al. Detektion af en strømningsinduceret magnetfelt-egenmode i Riga Dynamo-faciliteten   // Phys . Rev. Lett.. - 2000. - Vol. 84 . — S. 4365 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.84.4365 . - arXiv : fysik/9912026v1 .
  37. Agris Gailitis, Olgerts Lielausis, Ernests Platacis, et al. Magnetisk feltmætning i Riga Dynamo-eksperimentet   // Phys . Rev. Lett. . - 2001. - Bd. 86 . — S. 3024 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.86.3024 .
  38. Stieglitz R., Müller U. Eksperimentel demonstration af en homogen toskala dynamo   // Phys . væsker. - 2001. - Bd. 13 . — S. 561 . - doi : 10.1063/1.1331315 .
  39. R. Monchaux, M. Berhanu, M. Bourgoin, et al. Generering af et magnetisk felt ved Dynamo Action i en turbulent strøm af flydende natrium   // Phys . Rev. Lett. . - 2007. - Bd. 98 , iss. 4 . — P. 044502 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.98.044502 .
  40. F. Ravelet, M. Berhanu, R. Monchaux, et al. Kaotisk dynamo genereret af en turbulent strøm af flydende natrium   // Phys . Rev. Lett. . - 2008. - Bd. 101 . — P. 074502 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.101.074502 .
  41. Alexandra Witze. Spinning the Core: Laboratoriedynamoer forsøger at generere magnetiske felter, som planeter og stjerner gør  //  Science News. - 2013. - 18. maj ( bd. 183 , nr. 10 ). — S. 26 .
  42. Peter Olson. The New Core Paradox  (engelsk)  // Videnskab. - 2013. - 25. oktober ( vol. 342 , iss. 6157 ). - S. 431-432 . - doi : 10.1126/science.1243477 .
  43. Monica Pozzo, Chris Davies, David Gubbins & Dario Alfe. Termisk og elektrisk ledningsevne af jern ved Jordens kerneforhold   // Natur . - 2012. - 17. maj ( bind 485 ). - S. 355-358 . - doi : 10.1038/nature11031 .
  44. N. de Koker, G. Steinle-Neumann, V. Vlček. Elektrisk resistivitet og termisk ledningsevne af flydende Fe-legeringer ved høj P og T og varmeflux i Jordens kerne   // Proc . Natl. Acad. sci. USA. - 2012. - 03 13 ( bind 109 , udg. 11 ). — S. 4070 . - doi : 10.1073/pnas.1111841109 .
  45. JA Tarduno et al. Geodynamo, solvind og magnetopause for 3,4 til 3,45 milliarder år  siden  // Videnskab . - 2010. - 5. marts ( bind 327 ). — S. 1238 .
  46. John A. Tarduno, Rory D. Cottrell, William J. Davis, Francis Nimmo, Richard K. Bono. En Hadean til Paleoarchean geodynamo optaget af enkelt zirkon  krystaller  // Videnskab . - 2015. - 31. juli ( vol. 349 , iss. 6247 ). - S. 521-524 . - doi : 10.1126/science.aaa9114 .
  47. AJ Biggin, EJ Piispa, LJ Pesonen, R. Holme, G.A. Paterson, T. Veikkolainen & L. Tauxe. Variationer i palæomagnetisk feltintensitet tyder på mesoproterozoisk indre kerne-kernedannelse   // Natur . - 2015. - 8. oktober ( bind 526 ). - S. 245-248 . - doi : 10.1038/nature15523 .
  48. Zuzana Konôpková, R. Stewart McWilliams, Natalia Gómez-Pérez & Alexander F. Goncharov. Direkte måling af termisk ledningsevne i fast jern ved planetariske kerneforhold   // Natur . - 2016. - 2. juni ( bind 534 ). - S. 99-101 . - doi : 10.1038/nature18009 .
  49. Kenji Ohta, Yasuhiro Kuwayama, Kei Hirose, Katsuya Shimizu & Yasuo Ohishi. Eksperimentel bestemmelse af jerns elektriske resistivitet ved Jordens kerneforhold  (engelsk)  // Nature . - 2016. - 2. juni ( bind 534 ). - S. 95-98 . - doi : 10.1038/nature17957 .
  50. Le Bars, M., Cébron, D. & Le Gal, P. Flows drevet af libration, præcession og tidevand   // Annual Review of Fluid Mechanics. — Årlige anmeldelser , 2015. — Vol. 47 . - S. 163-193 .
  51. Driscoll, P.; Bercovici, D. Om Jordens og Venus' termiske og magnetiske historier: Påvirkninger af smeltning, radioaktivitet og ledningsevne  //  Jordens fysik og planeternes indre. - 2014. - November ( iss. 236 ). - S. 36-51 . - doi : 10.1016/j.pepi.2014.08.004 .
  52. Kei Hirose, Guillaume Morard, Ryosuke Sinmyo, Koichio Umemoto, John Hernlund, George Helffrich & Stéphane Labrosse. Krystallisation af siliciumdioxid og sammensætningsudvikling af Jordens kerne  (engelsk)  // Nature. - 2017. - Bd. 543 . - S. 99-102 . - doi : 10.1038/nature21367 .
  53. O'Rourke, JG & Stevenson, DJ Powering. Jordens dynamo med magnesiumudfældning fra  kernen  // Natur . - 2016. - Bd. 529 .
  54. Tarasov L. V. Jordens magnetiske poler - tidsrejse Arkivkopi dateret 7. februar 2019 på Wayback Machine // Science and Life . - 2017. - Nr. 5. - S. 108-113
  55. Sydmagnetisk feltbevægelse . Dato for adgang: 24. december 2009. Arkiveret fra originalen 17. juni 2006.
  56. USGS - National Geomagnetism Program . Hentet 24. september 2021. Arkiveret fra originalen 22. oktober 2018.
  57. Hastighed for nord- og syddippoler som givet af tre feltmodeller
  58. Associated Press . Polarekspress: magnetisk nordpol bevæger sig 'temmelig hurtigt' mod Rusland  (eng.) , The Guardian  (5. februar 2019). Arkiveret fra originalen den 13. februar 2019. Hentet 5. februar 2019.
  59. 3D-model af strukturen af ​​jordens magnetfelt og scenarier for polaritetsvending
  60. McIlwain CE-koordinater til kortlægning af fordelingen af ​​geomagnetisk fangede partikler // J. Geophys. Res. - 1961. - V. 66, nr. 11. - P. 3681-3691.
  61. S. V. Murzin. Introduktion til kosmiske strålers fysik. — M.: Atomizdat , 1979.
  62. 1 2 3 4 5 Jordvidenskab: Jordens magnetfelt. Solens indflydelse på magnetosfæren  (utilgængeligt link)

Litteratur

Links

Links

Kort over forskydningen af ​​Jordens magnetiske poler i perioden fra 1600 til 1995

Andre relaterede oplysninger