Magnetické pole Země

Zemské magnetické pole nebo geomagnetické pole  je magnetické pole generované vnitrozemskými zdroji. Předmět studia geomagnetismu . Objevil se před 4,2 miliardami let [1] .

Struktura a charakteristiky magnetického pole Země

Vlastní magnetické pole Země (geomagnetické pole) lze rozdělit do následujících hlavních částí [2] :

Hlavní pole

Z více než 90 % je tvořeno polem, jehož zdroj je uvnitř Země, v kapalném vnějším jádru – tato část se nazývá hlavní, hlavní nebo normální pole [3] [4] [5] . Aproximuje se jako řada v harmonických - Gaussova řada a v první aproximaci blízko povrchu Země (až tři její poloměry) je blízko pole magnetického dipólu , to znamená, že to vypadá, že zeměkoule je páskový magnet s osou směřující přibližně od severu k jihu [2] [6] [3] [7] [8] . Střed tohoto dipólu je posunut vzhledem ke středu Země a osa je skloněna k ose rotace Země o úhel asi 10°. Ve stejném úhlu jsou geomagnetické póly odděleny od příslušných geografických pólů  - průsečíků osy dipólu se zemským povrchem [4] . Jejich poloha v různých časových okamžicích se vypočítává v rámci toho či onoho modelu magnetického pole, který tak či onak určuje první tři koeficienty v Gaussově řadě [3] . Tyto globální modely, jako je International Geomagnetic Reference Field (IGRF) [9] a World Magnetic Model (WMM) [10] , jsou vytvářeny různými mezinárodními geofyzikálními organizacemi a jsou validovány každých 5 let. Jsou publikovány Gaussovy koeficienty, které určují veškeré údaje o stavu geomagnetického pole a jeho parametrech [4] . Takže podle modelu WMM2015 má severní geomagnetický pól (ve skutečnosti je to jižní pól magnetu) souřadnice 80,37° severní šířky. sh. a 72,62° zd D., jižní geomagnetický pól - 80,37 ° j. š. zeměpisná šířka, 107,38° východní délky atd., sklon osy dipólu vůči rotační ose Země je 9,63° [3] [11] . Obvod zemského povrchu kolmý k magnetické ose, na kterém jasně vyvážená magnetická střelka zůstává absolutně vodorovná, se nazývá magnetický rovník .

Pole světových anomálií

Skutečné siločáry zemského magnetického pole, i když jsou v průměru blízké siločarám dipólu, se od nich liší místními nepravidelnostmi spojenými s přítomností magnetizovaných hornin v kůře , umístěných blízko povrchu. Z tohoto důvodu se na některých místech zemského povrchu parametry pole značně liší od hodnot v blízkých oblastech a tvoří takzvané magnetické anomálie [2] [4] [7] [8] . Mohou být superponovány na sebe, pokud zmagnetizovaná tělesa, která je způsobují, leží v různých hloubkách [5] .

Existence magnetických polí v rozšířených místních oblastech vnějších obalů Země vede k tomu, že skutečné magnetické póly  - body (nebo spíše malé oblasti), ve kterých jsou siločáry magnetického pole absolutně svislé - se neshodují s geomagnetickým polem. ty, přičemž neleží na samotném zemském povrchu a pod ním [4] [3] [6] . Souřadnice magnetických pólů v té či oné době se také počítají v rámci různých modelů geomagnetického pole nalezením všech koeficientů v Gaussově řadě iterační metodou. Podle současného modelu WMM byl tedy v roce 2015 severní magnetický pól na 86° severní šířky. zeměpisná šířka, 159° západní délky D. a jižní  - 64 ° j. š. zeměpisná šířka, 137° východní délky [3] . Hodnoty aktuálního modelu IGRF12 jsou mírně odlišné: 86,3°N. zeměpisná šířka, 160° západní délky pro severní pól, 64,3° jižní šířky šířky, 136,6° E pro jižní [11] .

V souladu s tím magnetická osa  - přímka procházející magnetickými póly - neprochází středem Země a není jejím průměrem [6] [7] .

Polohy všech pólů se neustále posouvají - geomagnetický pól precesy vůči geografickému s periodou asi 1200 let [2] .

Na začátku 21. století se rychlost posunu severního magnetického pólu zvýšila z 15 km/rok na 55 km/rok ( 2 mm/s ) [12]

Vnější magnetické pole

Je určena zdroji v podobě proudových systémů umístěných mimo zemský povrch, v jeho atmosféře [2] [4] . V horní části atmosféry (100 km a více) – ionosféře  – dochází k ionizaci jejích molekul, čímž vzniká hustá studená plazma stoupající výše, část zemské magnetosféry se tedy rozprostírá nad ionosférou, sahá do vzdálenosti až tří jejích poloměry, se nazývá plazmová sféra . Plazma je drženo magnetickým polem Země, ale jeho stav je dán jeho interakcí se slunečním větrem  – plazmovým tokem sluneční koróny [13] .

Magnetické pole je tedy ve větší vzdálenosti od povrchu Země asymetrické, neboť se vlivem slunečního větru deformuje: ze strany Slunce se stlačuje a směrem od Slunce získává „ocas“, který sahá stovky tisíc kilometrů až za oběžnou dráhu Měsíce [2] . Tato zvláštní „ocasá“ forma nastává, když plazma slunečního větru a slunečních korpuskulárních proudů proudí kolem zemské magnetosféry  – oblasti blízkozemského vnějšího prostoru, stále řízeného zemským magnetickým polem, nikoli Sluncem a dalšími meziplanetárními zdroji. [2] [4] [7] [ 8] ; od meziplanetárního prostoru je oddělen magnetopauzou , kde je dynamický tlak slunečního větru vyrovnáván tlakem jeho vlastního magnetického pole. Subsolární bod magnetosféry je v průměru ve vzdálenosti 10 poloměrů Země R ⊕ ; při slabém slunečním větru tato vzdálenost dosahuje 15–20 R ⊕ a v období magnetických poruch na Zemi může magnetopauza přesáhnout geostacionární dráhu (6,6 R ⊕ ) [2] . Protáhlý ocas na noční straně má průměr asi 40 R⊕ a délku přes 900 R⊕ ; vychází ze vzdálenosti asi 8 R ⊕ , je rozdělen na části plochou neutrální vrstvou, ve které je indukce pole blízká nule [2] [4] [7] [8] .

Geomagnetické pole díky specifické konfiguraci indukčních čar vytváří magnetickou past pro nabité částice - protony a elektrony. Zachycuje a drží jich obrovské množství, takže magnetosféra je jakýmsi zásobníkem nabitých částic. Jejich celková hmotnost se podle různých odhadů pohybuje od 1 kg do 10 kg. Tvoří takzvaný radiační pás , pokrývající Zemi ze všech stran, kromě polárních oblastí. Je podmíněně rozdělena na dvě - vnitřní a vnější. Spodní hranice vnitřního pásu se nachází v nadmořské výšce asi 500 km, jeho tloušťka je několik tisíc kilometrů. Vnější pás se nachází v nadmořské výšce 10-15 tisíc km. Částice radiačního pásu pod vlivem Lorentzovy síly provádějí složité periodické pohyby ze severní polokoule na jižní polokouli a naopak, přičemž se pomalu pohybují kolem Země v azimutu. V závislosti na energii udělají úplnou revoluci kolem Země v době od několika minut do dne [7] .

Magnetosféra neumožňuje proudům kosmických částic, aby se dostaly k zemi [8] . V jejím ohonu, ve velkých vzdálenostech od Země, je však síla geomagnetického pole, a tím i jeho ochranné vlastnosti, oslabena a některé částice sluneční plazmy dostanou příležitost dostat se do magnetosféry a magnetických pastí záření. pásy. Ohon tak slouží jako místo pro tvorbu proudů srážecích částic, které způsobují polární záře a polární proudy [2] . V polárních oblastech část proudu sluneční plazmy proniká z radiačního pásu Země do horních vrstev atmosféry a srážkou s molekulami kyslíku a dusíku je excituje nebo ionizuje a při zpětném přechodu do nevzbuzeného stavu atomy kyslíku emitují fotony s λ = 0,56 μm a λ \u003d 0,63 μm, zatímco molekuly ionizovaného dusíku během rekombinace zvýrazňují modré a fialové pásy spektra. Současně jsou pozorovány polární záře, zvláště dynamické a jasné během magnetických bouří . Vznikají při poruchách v magnetosféře způsobených zvýšením hustoty a rychlosti slunečního větru se zvýšením sluneční aktivity [8] [7] .

Možnosti pole

Vizuální znázornění polohy čar magnetické indukce zemského pole je dáno magnetickou střelkou, upevněnou tak, že se může volně otáčet jak kolem vertikální, tak i kolem horizontální osy (např. v závěsu kardanu ), - v každém bodě v blízkosti zemského povrchu je instalován určitým způsobem podél těchto čar.

Protože se magnetický a geografický pól neshodují, ukazuje magnetická střelka severojižní směr jen přibližně. Vertikální rovina, ve které je magnetická střelka instalována, se nazývá rovina magnetického poledníku daného místa a přímka, po které se tato rovina protíná s povrchem Země, se nazývá magnetický poledník [6] [8] . Magnetické poledníky jsou tedy projekce siločar magnetického pole Země na její povrch, sbíhající se na severním a jižním magnetickém pólu [14] . Úhel mezi směry magnetického a geografického poledníku se nazývá magnetická deklinace . Může být západní (často označovaný znaménkem „−“) nebo východní (znaménko „+“) v závislosti na tom, zda se severní pól magnetické střelky odchyluje od svislé roviny geografického poledníku na západ nebo na východ [6] [7] [8] .

Dále, čáry magnetického pole Země, obecně řečeno, nejsou rovnoběžné s jejím povrchem. To znamená, že magnetická indukce pole Země neleží v rovině horizontu daného místa, ale svírá s touto rovinou určitý úhel - nazývá se magnetický sklon [6] [8] . K nule se blíží pouze v bodech magnetického rovníku  - obvodu velké kružnice v rovině, která je kolmá na magnetickou osu [3] .

Magnetická deklinace a magnetická inklinace určují směr magnetické indukce zemského pole v každém konkrétním místě. A číselnou hodnotu této veličiny lze nalézt, když známe sklon a jeden z průmětů vektoru magnetické indukce  - na vertikální nebo horizontální ose (ta se v praxi ukazuje jako pohodlnější). Tyto tři parametry - magnetická deklinace, sklon a absolutní hodnota vektoru magnetické indukce B (nebo vektoru síly magnetického pole ) - tedy plně charakterizují geomagnetické pole v daném místě. Jejich přesná znalost pro co největší počet bodů na Zemi je nesmírně důležitá [6] [8] . Sestavují se speciální magnetické mapy s izogony (přímky stejné deklinace) a izoklinami (přímky stejného sklonu) nutnými pro orientaci pomocí buzoly [8] .

V průměru se intenzita magnetického pole Země pohybuje od 25 do 65 µT (0,25-0,65 gaussů ) a silně závisí na zeměpisné poloze [3] . To odpovídá průměrné intenzitě pole asi 0,5 Oe (40 A / m ) [2] . Na magnetickém rovníku je jeho hodnota asi 0,34 Oe a na magnetických pólech asi 0,66 Oe. V některých oblastech (magnetické anomálie) se intenzita prudce zvyšuje: v oblasti Kurské magnetické anomálie dosahuje 2 Oe [7] .

Magnetický dipólový moment Země v roce 2015 byl 7,72⋅10 25 G cm³ (nebo 7,72⋅10 22 A m²), v průměru za poslední desetiletí klesal o 0,007⋅10 25 G cm³ za rok [11] .


Povaha magnetického pole Země

Existenci magnetických polí Země a Slunce se poprvé pokusil vysvětlit J. Larmor v roce 1919 [19] návrhem konceptu dynama , podle kterého je magnetické pole nebeského tělesa udržováno pod vliv hydrodynamického pohybu elektricky vodivého prostředí. V roce 1934 však T. Cowling [20] dokázal větu o nemožnosti udržet osově symetrické magnetické pole pomocí hydrodynamického dynamo mechanismu. A protože většina studovaných nebeských těles (zejména Země) byla považována za osově symetrickou, na základě toho se dalo předpokládat, že jejich pole bude také osově symetrické a pak by jeho generování podle tohoto principu podle tohoto nebylo možné. věta [21] . Dokonce i Albert Einstein byl skeptický ohledně proveditelnosti takového dynama vzhledem k nemožnosti existence jednoduchých (symetrických) řešení. Teprve mnohem později se ukázalo, že ne všechny rovnice s osovou symetrií popisující proces generování magnetického pole mají osově symetrické řešení a v 50. letech 20. století. byla nalezena nesymetrická řešení [21] [16] .

Od té doby se teorie dynama úspěšně rozvinula a dnes nejběžněji přijímaným nejpravděpodobnějším vysvětlením původu magnetického pole Země a dalších planet je mechanismus samobuzeného dynama založený na generování elektrického proudu v vodič, když se pohybuje v magnetickém poli generovaném a zesilovaném samotnými těmito proudy. V jádru Země jsou vytvořeny nezbytné podmínky : v kapalném vnějším jádru , sestávajícím převážně ze železa o teplotě řádově 4-6 tisíc kelvinů, které vede vynikající proud, se vytvářejí konvektivní toky, které odvádějí teplo z pevné látky. vnitřní jádro (vzniká v důsledku rozpadu radioaktivních prvků nebo uvolňování latentního tepla při tuhnutí hmoty na rozhraní mezi vnitřním a vnějším jádrem při postupném ochlazování planety). Coriolisovy síly stáčejí tyto toky do charakteristických spirál, které tvoří takzvané Taylorovy sloupy . V důsledku tření vrstev získávají elektrický náboj a vytvářejí smyčkové proudy. Vzniká tak systém proudů, které cirkulují po vodivém obvodu ve vodičích pohybujících se v (zpočátku přítomném, i když velmi slabém) magnetickém poli, jako ve Faradayově disku . Vytváří magnetické pole, které při příznivé geometrii toků zesiluje počáteční pole a to zase zesiluje proud a proces zesilování pokračuje, dokud se nevyrovnají ztráty Jouleovým teplem, které se zvyšujícím se proudem narůstají. energie proudí v důsledku hydrodynamických pohybů [15] [22] [17] [23] . Bylo navrženo, že dynamo může být vybuzeno v důsledku precese nebo slapových sil, to znamená, že zdrojem energie je rotace Země, ale nejběžnější a nejrozvinutější hypotéza je, že se stále jedná o termochemickou konvekci [18] .

Matematicky je tento proces popsán magnetohydrodynamickou indukční rovnicí [17] [18] [24]

,

kde u  je rychlost proudění tekutiny, B  je magnetická indukce , η = 1/μσ je magnetická viskozita (magnetický difúzní koeficient), σ je elektrická vodivost tekutiny a μ je magnetická permeabilita , která při takto vysoká teplota jádra je prakticky stejná jako μ 0  - propustnost vakua. První člen na pravé straně odpovídá vytvoření magnetického pole a druhý jeho potlačení. Pro u=0 (bez dynama) je řešením této rovnice pole, které po 6⋅10 4 letech zcela vyhasne [24] .

Pro úplný popis je však nutné sepsat soustavu magnetohydrodynamických rovnic. V Boussinesqově aproximaci (ve které je zanedbáváno tzv. sekulární chlazení a předpokládá se, že všechny fyzikální vlastnosti kapaliny jsou konstantní, kromě Archimedovy síly , která bere v úvahu změny hustoty v důsledku teplotních rozdílů a obecně případě koncentrace světelných prvků), toto je [17] [18] [24] :

.

Zde ρ je hustota, ν je kinematická viskozita ,  je „efektivní“ tlak s přihlédnutím k odstředivé síle (ačkoli v některých modelech se předpokládá, že je zanedbatelná),  je gravitační síla (R 0  je poloměr vnější jádro), Ω  je úhlová rychlost rotace pláště , předpokládá se rovná rychlosti rotace vnitřního jádra,  je proudová hustota podle Ampérova zákona , index „0“ všude označuje hodnoty na hranici vnějšího jádra. Levá strana rovnice je derivace hybnosti na jednotku objemu, tedy derivace času hodnoty ρ 0 V, unášené pohybem tekutiny; pravá strana je součtem sil, které způsobují tuto změnu hybnosti: tlakový gradient , viskozita , gravitace ( Archimedova síla ), rotace ( Coriolisova síla ) a magnetické pole ( Lorentzova síla ) [17] .

Rotace Země je jedním z nejdůležitějších faktorů při vzniku geomagnetického pole a její mechanismus je podobný procesům v zemské atmosféře, vedoucí k víru vzduchových hmot proti směru hodinových ručiček na severní polokouli a v opačném směru. na jižní polokouli - cyklóny a anticyklóny . Podobné víry konvekčního proudění v jádře vedou k tomu, že jednotlivé turbulentní konvekční pohyby získávají velkou (při zprůměrování přes kolísání rychlosti) zrcadlovou asymetrii a společně vedou ke generování dynama v makroskopickém měřítku vlivem elektromotoru. síla směřující spíše podél než kolmo k průměru (který je určen průměrováním skutečného pole nad jeho možnými statistickými realizacemi) magnetického pole , kde ε je EMF a α je koeficient proporcionality, díky kterému byl tento mechanismus nazýván alfa efekt [23] [25] . V obecném případě je α tenzor , nicméně zrcadlová antisymetrie dává pseudoskalární , což tento vzorec vyžaduje konstrukcí, protože ε  je skutečný vektor a B  je pseudovektor [26] . Dynamo založené výhradně na α-efektu se nazývá α 2 -dynamo, protože jeho působení je vyjádřeno součinem dvou členů obsahujících tento koeficient [24] - je charakterizováno téměř stacionárním polem, které prochází malými krátkodobými odchylkami. (řádově stovky let pro Zemi) a dlouhodobé úplné inverze (řádově milion let pro Zemi). Možný je i mechanismus s působením omega efektu (významnější pro Slunce než pro Zemi, ale nezbytný pro vysvětlení podstaty pozorovaného driftu geomagnetických nehomogenit) - jde o diferenciální rotaci měřenou gradientem rychlosti, který z poloidálního (protáhlého podél meridiánů, B S ) magnetického pole vytváří toroidní (protažené podél rovnoběžek, B T ) pole skryté ve vodivém jádru planety. Alfa efekt uzavírá generační cyklus – přeměnou toroidního pole na poloidální v důsledku vírů charakterizovaných zápornou helicitou (tato charakteristika je vyjádřena poměrem a přímo souvisí s hodnotou α) na severní polokouli a kladná na jižní polokouli. Polokoule: vzestupné a sestupné proudění v konvekčních válcích natahuje a otáčejí B T -linky ve směru S [27] [21] [16] [18] . Takové schéma se obvykle nazývá αω-efekt , dává proměnná pole a zároveň B T >>B S , přičemž pro α 2 -mechanismus jsou tyto složky srovnatelné (experimentálně zatím jen hrubý odhad |B S |<|B T |<100|B S |). A pokud může být zdrojem poloidního pole pouze alfa efekt, pak mohou být zdrojem toroidního pole oba, a pokud oba významně přispívají, odpovídající mechanismus se někdy označuje jako α 2 ω. Většina teoretických modelů magnetického dynama je typu α 2 . V obou případech, jak alfa, tak omega efektů, jsou tak odstraněna omezení Cowlingova teorému [17] [24] . Existuje však řada geometrií proudění, pro které je dynamo také nemožné (například čistě toroidní rychlostní pole [24] [28] ), zároveň je za určitých podmínek možné i s nulovou celkovou vířivostí . a nulovou helicitou; jsou možné i další efekty, které vedou ke vzniku emf paralelního s magnetickým polem [26] .


,

kde T je teplota, κ = k/(ρc p ) je tepelná difuzivita (koeficient tepelné difúze), k je tepelná vodivost , c p  je měrné teplo média při konstantním tlaku. Poslední člen, ε, je úměrný uvolňování tepla generovaného různými zdroji rozpuštěnými v kapalině (jako je radioaktivní rozpad) na jednotku hmotnosti. V modelech, které berou v úvahu přenos nejen tepla, ale i hmoty , je odpovídající podobná rovnice napsána pro proměnnou ξ - hmotnostní podíl lehkých prvků (předpokládá se, že se jedná o síru a kyslík ) ve složení jádro:

,

kde κ ξ  je (molekulární) difúzní koeficient . Ve většině modelů dynam je však pro jednoduchost rozdíl teplot a koncentrací světelných prvků sloučen do jedné proměnné zodpovědné za vztlak.

. . ,

kde α je koeficient lineární tepelné roztažnosti (zápis je stejný jako faktor úměrnosti v rovnici pro alfa efekt). V obecném případě, když se vezme v úvahu přenos hmoty, existuje také termín v hranatých závorkách . Zde , .

Přirozeně jsou nezbytné i okrajové podmínky pro rychlost proudění, magnetické pole a teplotní rozdíl a hodně záleží na tom, jak jsou v konkrétním modelu nastaveny. K největšímu rozptylu dochází ve vztahu k proudění tepla a hmoty na hranicích mezi vnitřním a vnějším jádrem a také mezi vnějším jádrem a pláštěm a hraje roli heterogenita pláště a procesů v něm vlivem deskové tektoniky. významnou roli [17] [18] [29] , které, co je důležité, postupují řádově pomaleji než v jádru, což značně komplikuje komplexní analýzu problému.

Výhodnější je řešit tuto soustavu rovnic v bezrozměrné podobě se zavedením charakteristických veličin délky, času, rychlosti, magnetického pole atd.; pak budou obsahovat následující bezrozměrné parametry [17] [18] [30] :

Parametr Vzorec Definice Hodnota v jádru Země Poznámka
Vstupní parametry
Rayleighovo číslo , kde β 0  je teplotní gradient na hranici vnějšího jádra (při r=R 0 ).

V závislosti na modelu existují další definice:

(D je tloušťka vnějšího jádra),

(  je celkový tepelný tok),

(β 1  je teplotní gradient na rozhraní vnitřního a vnějšího jádra) atd. [17]

poměr intenzity vztlaku a viskozity, který určuje množství energie dostupné systému pro realizaci konvekce: konvekční mechanismus přenosu tepla převládne nad tepelnou vodivostí, když Ra je větší než určitá kritická hodnota 10 24 -10 30 , v závislosti na definici [17] [24]
Ekmanovo číslo poměr viskozity (vnitřního tření) a Coriolisovy síly: menší hodnota odpovídá rychlejší rotaci a naopak 10-15 _
Prandtlovo číslo ,

a také (s přihlédnutím k přenosu hmoty) hmotnostní Prandtlovo číslo

,

poměr charakteristických časů difúze viskózní a tepelné, tj. kinematické viskozity a tepelné difuzivity ~ 10-1 pravděpodobně, když převládá turbulentní difúze, mají všechna Prandtlova čísla tendenci k 1, ačkoli otázka turbulence v jádře ještě nebyla dostatečně prozkoumána
Magnetické Prandtlovo číslo poměr charakteristických dob difúze magnetických a viskózních, tedy magnetických sil k silám vnitřního tření 10-6 _
Taylorovo číslo vztah mezi Coriolisovou silou a silami viskózního tření
Upravené Rayleighovo číslo vztah mezi Archimedovou a Coriolisovou silou
Ekmanovo magnetické číslo poměr periody rotace a charakteristické doby magnetické interakce
Poměr difúzních koeficientů magnetických a tepelných 1,7⋅10 -5 [24] , 2⋅10 -7 [17]
Vypočítané hodnoty
Magnetické Reynoldsovo číslo , kde u 0 je charakteristická rychlost proudění. Lokálně v každém bodě je množství definováno jako poměr charakteristické kinetické doby ke koeficientu magnetické difúze, tedy magnetické indukce a difúze 10 2 -10 3 [17] [30] [24] Dynamo je možné pouze při dosažení prahové hodnoty Rm, tedy za podmínky, že intenzita nárůstu energie magnetického pole v důsledku práce dynama proti Lorentzově síle − u •( J × B ) překračuje hodnotu μ 0 ηJ 2 , intenzita disipace magnetické energie na teplo , — to odpovídá Rm>1, ale to zdaleka nestačí: hodnota - u •( J × B ) by neměla být vždy záporná . [17] .

Někdy jsou také zavedena magnetická Reynoldsova čísla pro alfa efekt a omega efekt , aby se charakterizovaly příspěvky těchto mechanismů [24] .

Elsasserovo číslo , kde B 0  je charakteristická hodnota magnetického pole, vztah mezi Lorentzovou a Coriolisovou silou (deset) se rovná 1 pro magnetické pole rovné 1 v bezrozměrných jednotkách
Rossbyho číslo   poměr setrvačné síly a Coriolisovy síly 10-6 _

Tento systém parciálních diferenciálních rovnic je pro svou složitost řešitelný pouze exaktně numericky a taková možnost se technicky objevila teprve relativně nedávno. Úkolem numerické simulace  je zjistit, zda řešení popisuje pozorovanou dynamiku geomagnetického pole [17] . Magnetické pole získané jako výsledek řešení musí být schopno vybudit proudy, které dále generují magnetické pole atd. Potíž spočívá v nedostatku informací o vnitřním jádru, zejména o zdrojích tepla způsobujících konvekci [23]. . Velké potíže působí popis malorozměrových struktur a výpočet charakteristik pro ně, např. Ekmanova vrstva o tloušťce 10 cm (i 10 m) na povrchu jádra o poloměru 3500 km [17] . Výjimečná malost bezrozměrných parametrů E a Pm a naopak velká hodnota Rm jsou v numerických simulacích stále nedosažitelné [18] .

Průlom v tomto ohledu dosáhly v roce 1995 skupiny z Japonska [32] a Spojených států [33] [31] . Počínaje tímto okamžikem výsledky řady numerických simulací uspokojivě reprodukují kvalitativní charakteristiky geomagnetického pole v dynamice, včetně zvratů [16] [34] . Referenční model je považován za kumulativní výsledek práce šesti vědeckých skupin na konci 90. let. [35] , kde se předpokládaly klíčové bezrozměrné parametry Ra=10 5 , E=10 −3 , Pr=1, Pm=5, což je velmi vzdáleno skutečným hodnotám, ale je důležité, že v rámci toho existuje stabilní řešení a je široce používáno k posouzení přesnosti jiných metod [18] .

Namísto exaktního numerického řešení je však možné sestrojit systém obyčejných diferenciálních rovnic nižšího řádu zhruba odrážející hlavní rysy původního nelineárního problému, aby bylo možné přiblížit chování systému z hlediska teorie dynamických systémů [30] [16] . Je také možné analyticky hodnotit chování systému v asymptotické hranici [18] [21] . To umožňuje simulovat různé režimy dynama, analyzovat vztah mezi parametry [24] .

S obrovskými obtížemi je spojeno i experimentální studium dynamového efektu, protože v laboratorních podmínkách je přirozeně extrémně obtížné reprodukovat podmínky vytvořené uvnitř Země nebo jiných astronomických objektů – hvězd a planet. Hlavním problémem je malost magnetického Prandtlova čísla charakterizujícího experimentálně dostupné kapaliny [26] [18] . Proto byly od poloviny 20. století provedeny pouze tři úspěšné implementace hydromagnetického dynama vědeckými skupinami v Rize [36] [37] , Karlsruhe [38] a Cadarache [39] [40] a přísně vzato , žádný z nich nelze považovat za přímou obdobu přirozeného procesu [26] . V současné době probíhají největší studie na University of Maryland s použitím kapalného sodíku a na University of Wisconsin , kde jsou podmínky nutné pro generování dynama simulovány na horké plazmě [41] .

Problémem moderního geomagnetismu je takzvaný paradox nového jádra [42] V rámci tradiční teorie dynama je k vytvoření samoudržitelného magnetického pole potřeba pevné vnitřní jádro. Na začátku roku 2010 však studie ukázaly, že pevné jádro mohlo vzniknout teprve asi před 1,5 miliardami let [43] [44] , zatímco magnetické pole existovalo již před 3,4 miliardami let [45] a podle některých údajů dokonce před 4,2 před miliardou let [46] , tedy krátce po vzniku samotné planety. V důsledku toho buď bylo pevné jádro vytvořeno mnohem dříve [47] [48] , nebo v raných fázích bylo dynamo realizováno podle nějakého jiného mechanismu [49] [50] , například někteří vědci se domnívají, [ 51] paradoxně lze vysvětlit velký přenos tepla z jádra a menší z pláště (v tomto případě je konvekce tepla možná ještě před vytvořením pevného jádra), ale ani změněné hodnoty tepelné vodivosti plně vysvětlit paradox. Rozvíjejí se také hypotézy, že magnetické pole Země v raných fázích její existence zajišťuje krystalizace minerální látky - oxidu křemičitého [52] nebo oxidu hořečnatého [53] . Od roku 2017 zůstává otevřená otázka stáří pevného jádra a magnetického pole v raných geologických obdobích [34] .

Změny v magnetickém poli Země

Studie zbytkové magnetizace získané vyvřelými horninami, když se ochladí pod Curieův bod , naznačují opakované zvraty zemského magnetického pole , zaznamenané v pásových magnetických anomáliích oceánské kůry , rovnoběžné s osami středooceánských hřbetů . Všechny změny magnetického pole Země za posledních 180 milionů let jsou tedy zaznamenány v oceánské kůře. Porovnáním oblastí se stejnou magnetizací na různých stranách oceánských hřbetů je možné určit, kdy se tyto oblasti začaly rozcházet.

Posun magnetických pólů Země

Poprvé byly souřadnice magnetického pólu na severní polokouli určeny v roce 1831, znovu - v roce 1904, poté v letech 1948 a 1962, 1973, 1984, 1994; na jižní polokouli - v roce 1841, znovu - v roce 1908 [54] . Posun magnetických pólů byl zaznamenán od roku 1885. Za posledních 100 let se magnetický pól na jižní polokouli posunul [55] o téměř 900 km a vstoupil do jižního oceánu [56] . Nejnovější údaje [57] o stavu arktického magnetického pólu (pohybujícího se směrem k východní Sibiřské světové magnetické anomálii přes Severní ledový oceán ) ukázaly, že od roku 1973 do roku 1984 byl jeho běh 120 km, od roku 1984 do roku 1994 - více než 150 km. Přestože jsou tyto údaje vypočtené, jsou potvrzeny měřením severního magnetického pólu.

Po roce 1831, kdy byla poloha pólu zaznamenána poprvé, se do roku 2019 pól posunul již o více než 2300 km směrem k Sibiři a nadále se pohybuje se zrychlením. Jeho rychlost se zvýšila z 15 km za rok v roce 2000 na 55 km za rok v roce 2019. Takto rychlý drift vede k nutnosti častějších úprav navigačních systémů využívajících magnetické pole Země např. v kompasech v chytrých telefonech nebo v záložních navigačních systémech lodí a letadel [58] .

Intenzita zemského magnetického pole klesá, a to nerovnoměrně. Za posledních 22 let se snížila v průměru o 1,7 % a v některých regionech – například v jižním Atlantském oceánu – o 10 %. Na některých místech se síla magnetického pole oproti obecnému trendu dokonce zvýšila.

Zrychlení pohybu pólů (v průměru o 3 km/rok) a jejich pohyb po koridorech obrácení magnetických pólů (tyto koridory umožnily identifikovat více než 400 paleoinverzí) napovídá, že tento pohyb pólů by měl být viděno ne jako exkurze, ale jako další obrácení magnetického pole Země [59 ] .

To potvrzuje i aktuální nárůst úhlu otevření cusps (polárních štěrbin v magnetosféře na severu a jihu), který do poloviny 90. let dosáhl 45°. Radiační materiál slunečního větru, meziplanetárního prostoru a kosmického záření se hnal do rozšířených trhlin, v důsledku čehož se do polárních oblastí dostává větší množství hmoty a energie, což může vést k dodatečnému zahřívání polárních čepiček. .

Geomagnetické souřadnice ( McIlwainovy ​​souřadnice )

Ve fyzice kosmického záření jsou specifické souřadnice v geomagnetickém poli, pojmenované po vědci Carlu McIlwainovi , který jako první navrhl jejich použití [60] , široce používány, protože jsou založeny na invariantech pohybu částic v magnetickém poli. Bod v dipólovém poli je charakterizován dvěma souřadnicemi (L, B), kde L je tzv. magnetická skořápka , neboli McIlwainův parametr ( anglicky  L-shell, L-value, McIlwain L-parameter ), B je magnetický indukce pole (obvykle v Gs ). Jako parametr magnetického obalu se obvykle bere hodnota L, rovna poměru průměrné vzdálenosti skutečného magnetického obalu od středu Země v rovině geomagnetického rovníku k poloměru Země. [61]

Historie výzkumu

Před několika tisíciletími ve starověké Číně bylo známo, že magnetizované objekty jsou umístěny v určitém směru, zejména střelka kompasu vždy zaujímá určitou pozici v prostoru. Díky tomu mohlo lidstvo odedávna používat takový šíp (kompas) k plavbě na otevřeném moři daleko od pobřeží. Před Kolumbovou cestou z Evropy do Ameriky (1492) však nikdo nevěnoval zvláštní pozornost studiu takového jevu, protože vědci té doby věřili, že k němu dochází v důsledku přitahování šípu Polárkou . . V Evropě a mořích, které ji obklopují, byl kompas v té době instalován téměř podél geografického poledníku. Při překračování Atlantského oceánu si Kolumbus všiml, že zhruba v polovině cesty mezi Evropou a Amerikou se střelka kompasu odchýlila téměř o 12° na západ. Tato skutečnost okamžitě vyvolala pochybnosti o správnosti předchozí hypotézy o přitahování šípu Polární hvězdou, dala podnět k vážnému studiu nově objeveného jevu: navigátoři potřebovali informace o magnetickém poli Země. Od tohoto okamžiku začala věda o pozemském magnetismu, začalo se široce rozšířené měření magnetické deklinace , tedy úhlu mezi geografickým poledníkem a osou magnetické střelky, tedy magnetického poledníku. V roce 1544 německý vědec Georg Hartmann nový jev: magnetická střela se nejen odchyluje od geografického poledníku, ale protože je zavěšena v těžišti, má tendenci stát v určitém úhlu k horizontální rovině, nazývané magnetická . sklon [5] .

Od té chvíle spolu se studiem fenoménu vychylování začali vědci studovat také sklon magnetické jehly. José de Acosta (jeden ze zakladatelů geofyziky , podle Humboldta ) ve své Historii (1590) poprvé měl teorii čtyř čar bez magnetické deklinace. Popsal použití kompasu, úhel odchylky, rozdíl mezi magnetickým a severním pólem i kolísání odchylek z jednoho bodu do druhého, identifikoval místa s nulovou odchylkou např. na Azorských ostrovech [62 ] .

V důsledku pozorování bylo zjištěno, že jak deklinace, tak sklon mají různé hodnoty v různých bodech zemského povrchu. Zároveň se jejich změny bod od bodu řídí nějakým složitým vzorem. Její výzkum umožnil dvornímu lékaři anglické královny Alžběty a přírodnímu filozofovi Williamu Gilbertovi předložit v roce 1600 ve své knize „On the Magnet“ („De Magnete“) hypotézu, že Země je magnet, jehož póly se shodují s zeměpisné póly. Jinými slovy, W. Gilbert věřil, že pole Země je podobné poli zmagnetizované koule. W. Hilbert své tvrzení opřel o experiment s modelem naší planety, kterým je zmagnetizovaná železná koule a malý železný šíp. Hlavním argumentem ve prospěch jeho hypotézy byl Gilbert, že věřil, že magnetický sklon naměřený na takovém modelu se ukázal být téměř stejný jako sklon pozorovaný na zemském povrchu. Nesoulad mezi deklinací Země a deklinací v modelu Gilbert vysvětlil vychylovacím působením kontinentů na magnetickou střelku. Přestože se mnohá později zjištěná fakta s Hilbertovou hypotézou neshodovala, dodnes neztratila na významu. Hilbertova základní myšlenka, že příčinu pozemského magnetismu je třeba hledat uvnitř Země, se ukázala jako správná, stejně jako skutečnost, že v prvním přiblížení je Země skutečně velkým magnetem, což je rovnoměrně zmagnetizovaná koule [5]. .

V roce 1634 anglický astronom Henry Gellibrand zjistil, že londýnská magnetická deklinace se s časem mění. Jednalo se o první zaznamenaný důkaz sekulárních variací – pravidelných (z roku na rok) změn průměrných ročních hodnot složek geomagnetického pole [5] [62] .

M. V. Lomonosov v roce 1759 ve své zprávě „Rozprava o velké přesnosti námořní cesty“ poskytl cenné rady, jak zvýšit přesnost čtení kompasu. Ke studiu pozemského magnetismu doporučoval organizovat síť stálých bodů (observatoří), v nichž by bylo možné provádět systematická magnetická pozorování; taková pozorování by měla být široce prováděna také na moři. Lomonosovova myšlenka organizovat magnetické observatoře byla realizována až o 60 let později v Rusku [62] .

Úhly sklonu a sklonu určují směr v prostoru intenzity magnetického pole Země, ale nemohou udat jeho číselnou hodnotu. Až do konce XVIII století. měření velikosti intenzity nebyla provedena z toho důvodu, že nebyly známy zákony interakce mezi magnetickým polem a zmagnetizovanými tělesy. Teprve poté v letech 1785-1789. Francouzský fyzik Charles Coulomb zavedl zákon pojmenovaný po něm a objevila se možnost takových měření. Od konce 18. století se spolu s pozorováním deklinace a inklinace začala rozšiřovat pozorování horizontální složky, což je projekce vektoru síly magnetického pole na vodorovnou rovinu (při znalosti deklinace a inklinace lze také vypočítat hodnota vektoru celkové síly magnetického pole) [5] .

První teoretická práce o tom, co tvoří magnetické pole Země, tedy jaká je velikost a směr jeho síly v každém bodě zemského povrchu, patří německému matematikovi Carlu Gaussovi . V roce 1834 dal matematický výraz pro složky napětí jako funkci souřadnic – zeměpisnou šířku a délku pozorovacího místa. Pomocí tohoto výrazu je možné najít pro každý bod na zemském povrchu hodnoty kterékoli ze složek, které se nazývají prvky zemského magnetismu. Toto a další Gaussovy práce se staly základem, na kterém je postavena budova moderní vědy pozemského magnetismu [5] . Zejména v roce 1839 dokázal, že hlavní část magnetického pole vychází ze Země a příčinu malých, krátkých odchylek jeho hodnot je třeba hledat ve vnějším prostředí [62] .

V roce 1831 anglický polární průzkumník John Ross objevil severní magnetický pól v kanadském souostroví  - oblast, kde magnetická jehla zaujímá vertikální polohu, to znamená, že sklon je 90 °. A v roce 1841 James Ross (synovec Johna Rosse) dosáhl druhého magnetického pólu Země , který se nachází v Antarktidě [62] .

Viz také

Poznámky

  1. ↑ Vědci v USA zjistili, že magnetické pole Země je o 700 milionů let starší, než se předpokládalo . Získáno 2. srpna 2015. Archivováno z originálu dne 3. srpna 2015.
  2. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Edward Kononovich. Magnetické pole Země . http://www.krugosvet.ru/ . Encyklopedie kolem světa: Univerzální populárně-vědecká online encyklopedie. Staženo: 26. 4. 2017. Archivováno z originálu 21. března 2009.
  3. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Geomagnetismus Často kladené  otázky . https://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html _ Národní centra pro informace o životním prostředí (NCEI). Získáno 23. dubna 2017. Archivováno z originálu 2. dubna 2019.
  4. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 A. I. Djačenko. Magnetické póly Země . - Moskva: Nakladatelství Moskevského centra pro průběžné matematické vzdělávání, 2003. - 48 s. - ISBN 5-94057-080-1 .
  5. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 A. V. Vikulin. VII. Geomagnetické pole a elektromagnetismus Země // Úvod do fyziky Země. Učebnice pro geofyzikální odbornosti vysokých škol. - Nakladatelství Kamčatské státní pedagogické univerzity, 2004. - 240 s. — ISBN 5-7968-0166-X .
  6. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 Elektřina a magnetismus // Elementární učebnice fyziky / ed. 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. Magnetické pole Země. Radiační pásy Země // Fyzika: učebnice. příspěvek pro 11. třídu. obecné vzdělání institucí s ruštinou. lang. školení s 12letým obdobím studia (základní a pokročilé). - Minsk: Nar. Asveta, 2008. - S. 189-192.
  8. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 L. A. Aksenovič, N. N. Rakina, K. S. Farino. Magnetické pole Země. Radiační pásy Země // Fyzika na střední škole: Teorie. Úkoly. Testy: Proc. příspěvek pro instituce poskytující obec. prostředí, výchova / Ed. K. S. Farino. - Minsk: Adukatsia i vykhavanne, 2004. - S. 356-359.
  9. ↑ Mezinárodní geomagnetické referenční  pole . http://www.iugg.org/ . Mezinárodní unie geodézie a geofyziky (22. prosince 2014). Staženo: 26. 4. 2017. Archivováno z originálu 1. května 2017.
  10. ↑ Světový magnetický  model . https://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html _ Národní centra pro informace o životním prostředí (NCEI). Získáno 26. dubna 2017. Archivováno z originálu 30. dubna 2017.
  11. ↑ 1 2 3 Magnetický sever , geomagnetické a magnetické póly  . http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp/ . Světové datové centrum pro geomagnetismus, Kjóto. Získáno 27. dubna 2017. Archivováno z originálu 9. února 2019.
  12. ↑ Severní magnetický pól směřuje k Sibiři. Co to znamená? . Získáno 23. listopadu 2021. Archivováno z originálu dne 23. listopadu 2021.
  13. ↑ D.L. Gallagher. Plazmasféra  Země . NASA. Získáno 23. dubna 2017. Archivováno z originálu 22. ledna 2017.
  14. ↑ Magnetický poledník (nepřístupný odkaz) . Glossary.ru _ Slovník přírodovědný. Staženo: 20.07.2010. Archivováno z originálu 21. ledna 2012. 
  15. ↑ 1 2 Jak zemské jádro generuje magnetické pole? (nedostupný odkaz) . Časté dotazy týkající se USGS . Geologický průzkum Spojených států. Získáno 30. dubna 2017. Archivováno z originálu 18. ledna 2015. 
  16. ↑ 1 2 3 4 5 Nigel Weiss. Dynama v planetách, hvězdách a galaxiích  (anglicky)  // A&G. - 2002. - 1. června ( díl 43 , vyd. 3 ). - S. 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. a P. H. Roberts. Nedávné simulace geodynama a pozorování geomagnetického pole  // Reviews of Geophysics. - 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. Planetární magnetická pole a fluidní dynama   // Výroční přehled mechaniky tekutin. — Výroční přehledy , 2011. — Ročník . 43 . - str. 583-614 .
  19. ↑ Larmor, J. Jak se mohlo rotující těleso, jako je Slunce, stát magnetem // Zprávy Britské asociace. - 1919. - T. 87 . - S. 159-160 .
  20. ↑ Cowling T.  Magnetické pole slunečních skvrn  // Měsíční zprávy Královské astronomické společnosti  . - Oxford University Press , 1934. - Sv. 94 . - str. 39-48 . - doi : 10.1093/mnras/94.1.39 . - .
  21. ↑ 1 2 3 4 Popova E. P. Moderní výsledky asymptotických studií modelů dynam  // Uspekhi fizicheskikh nauk . - Ruská akademie věd , 2016. - červen ( roč. 186 , č. 6 ). - S. 577-596 . - doi : 10.3367/UFNr.2016.02.037727 .
  22. ↑ Bakulin P. I., Kononovich E. V., Moroz V. I. § 131. Magnetické pole Země, polární záře a radiační pásy. Komunikace slunečních a pozemských jevů // Kurz obecné astronomie. - 4. - Moskva: Nauka, 1977. - 544 s.
  23. ↑ 1 2 3 David P. Stern. Samostatné dynamo v zemském jádru: Původ zemského  magnetismu . Vzdělávací webové stránky o astronomii, fyzice, kosmických letech a zemském magnetismu . Získáno 30. dubna 2017. Archivováno z originálu 17. dubna 2015.
  24. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 P. H. Roberts a E. M. King. Ke genezi zemského magnetismu  //  Zprávy o pokroku ve fyzice. - 2013. - 4. září ( sv. 76 ). — S. 096801 . - doi : 10.1088/0034-4885/76/9/096801 .
  25. ↑ Eugene N. Parker. Hydromagnetické dynamo modely  //  The Astrophysical Journal . - IOP Publishing , 1955. - Září ( roč. 122 ). - str. 293-314 . - doi : 10.1086/146087 . - .
  26. ↑ 1 2 3 4 D.D. Sokolov, R.A. Štěpánov, P.G. Frick. Dynamo: na cestě od astrofyzikálních modelů k laboratornímu experimentu  // Uspekhi fizicheskikh nauk . - Ruská akademie věd , 2014. - březen ( roč. 184 , číslo 3 ). - S. 313-335 . - doi : 10.3367/UFNr.0184.201403g.0313 .
  27. ↑ Starčenko S.V. Generování magnetického pole v hlubokých útrobách Země a planet  (anglicky) . http://www.izmiran.ru . IZMIRAN (2014). Staženo 5. 5. 2017. Archivováno z originálu 12. 7. 2017.
  28. ↑ FH Busse. Homogenní dynama v jádrech planet a v laboratoři  //  Annual Review of Fluid Mechanics. - Annual Reviews , 2000. - 11 April ( vol. 32 ). - str. 383-408 . - doi : 10.1146/annurev.fluid.32.1.383 .
  29. ↑ C. Kutzner, UR Christensen. Od stabilního dipolárního k reverzním numerickým dynamům  //  Fyzika Země a planetárních interiérů. - 2002. - 11. dubna ( díl 131 , 1. vydání ). - str. 29-45 . - doi : 10.1016/S0031-9201(02)00016-X .
  30. ↑ 1 2 3 A. V. Gusev, I. N. Kitiašvili. Analýza nelineárních účinků magnetokonvekce na hranicích vnějšího jádra Země  // Geozdroje. - 2001. - 2. prosince ( č. 2 (6) ). - S. 38-40 .
  31. ↑ 1 2 Glatzmaiers, Gary A.; Roberts, Paul H. Trojrozměrná samočinná počítačová simulace  obrácení geomagnetického pole  // Nature . - 1995. - 21. září ( sv. 377 , vyd. 6546 ). - S. 203-209 . - doi : 10.1038/377203a0 . — .
  32. ↑ Kageyama, A., T. Sato a Complexity Simulation Group. Počítačová simulace magnetohydrodynamického dynama, II  (anglicky)  // Physics of Plasmas. - 1995. - 1. ledna ( vol. 2 , iss. 5 ). - S. 1421-1431 . - doi : 10.1063/1.871485 . - .
  33. ↑ Glatzmaier, G. A. a P. H. Roberts. Trojrozměrné řešení konvekčního dynama s rotujícím a konečně vodivým vnitřním jádrem a pláštěm  //  Fyzika Země a planetárních vnitřků. - 1995. - Sv. 91 , iss. 1-3 . - str. 63-75 . - doi : 10.1016/0031-9201(95)03049-3 . - .
  34. ↑ 1 2 Peter E. Driscoll. Simulace 2 Ga historie geodynama   // Geophys . Res. Lett.. - 2016. - 6. června ( vol. 43 , iss. 11 ). - S. 5680-5687 . - doi : 10.1002/2016GL068858 .
  35. ↑ U. R. Christensen a kol. Numerický test dynama  //  Fyzika Země a planetárních interiérů. - 2001. - 10. prosince ( sv. 128 , ses. 1-4 ). - str. 25-34 . - doi : 10.1016/S0031-9201(01)00275-8 .
  36. ↑ Agris Gailitis, Olgerts Lielausis, Sergej Dement'ev a kol. Detekce vlastního režimu magnetického pole indukovaného tokem v zařízení Dynamo v Rize   // Phys . Rev. Lett.. - 2000. - Sv. 84 . — S. 4365 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.84.4365 . - arXiv : fyzika/9912026v1 .
  37. ↑ Agris Gailitis, Olgerts Lielausis, Ernests Platacis a kol. Saturace magnetického pole v experimentu Dynamo v Rize   // Phys . Rev. Lett. . - 2001. - Sv. 86 . — S. 3024 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.86.3024 .
  38. ↑ Stieglitz R., Müller U. Experimentální demonstrace homogenního dvoustupňového dynama   // Phys . tekutiny. - 2001. - Sv. 13 . — S. 561 . - doi : 10.1063/1.1331315 .
  39. ↑ R. Monchaux, M. Berhanu, M. Bourgoin a kol. Generování magnetického pole působením dynama v turbulentním toku kapalného sodíku   // Phys . Rev. Lett. . - 2007. - Sv. 98 , iss. 4 . — P. 044502 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.98.044502 .
  40. ↑ F. Ravelet, M. Berhanu, R. Monchaux a kol. Chaotická dynama generovaná turbulentním tokem kapalného sodíku   // Phys . Rev. Lett. . - 2008. - Sv. 101 . — P. 074502 . - doi : 10.1103/PhysRevLett.101.074502 .
  41. ↑ Alexandra Witzeová. Spinning the Core: Laboratorní dynama se pokoušejí generovat magnetická pole tak, jak to dělají planety a hvězdy  //  Science News. - 2013. - 18. května ( roč. 183 , č. 10 ). — S. 26 .
  42. ↑ Peter Olson. The New Core Paradox  (anglicky)  // Science. - 2013. - 25. října ( sv. 342 , vyd. 6157 ). - str. 431-432 . - doi : 10.1126/science.1243477 .
  43. ↑ Monica Pozzo, Chris Davies, David Gubbins & Dario Alfe. Tepelná a elektrická vodivost železa v podmínkách zemského jádra   // Příroda . - 2012. - 17. května ( sv. 485 ). - S. 355-358 . - doi : 10.1038/příroda11031 .
  44. ↑ N. de Koker, G. Steinle-Neumann, V. Vlček. Elektrický odpor a tepelná vodivost kapalných slitin Fe při vysokém P a T a tepelný tok v zemském jádru   // Proc . Natl. Akad. sci. USA. - 2012. - 03 13 ( sv. 109 , vyd. 11 ). — S. 4070 . - doi : 10.1073/pnas.1111841109 .
  45. ↑ JA Tarduno a kol. Geodynamo, sluneční vítr a magnetopauza před 3,4 až 3,45 miliardami  let  // Věda . - 2010. - 5. března ( sv. 327 ). — S. 1238 .
  46. ↑ John A. Tarduno, Rory D. Cottrell, William J. Davis, Francis Nimmo, Richard K. Bono. Geodynamo Hadean to Paleoarchean zaznamenané jednotlivými  krystaly zirkonu  // Science . - 2015. - 31. července ( sv. 349 , vyd. 6247 ). - str. 521-524 . - doi : 10.1126/science.aaa9114 .
  47. ↑ AJ Biggin, EJ Piispa, LJ Pesonen, R. Holme, G. A. Paterson, T. Veikkolainen & L. Tauxe. Variace intenzity paleomagnetického pole naznačují nukleaci vnitřního jádra mezoproterozoika   // Příroda . - 2015. - 8. října ( sv. 526 ). - str. 245-248 . - doi : 10.1038/příroda15523 .
  48. ↑ Zuzana Konôpková, R. Stewart McWilliams, Natalia Gómez-Pérez & Alexander F. Goncharov. Přímé měření tepelné vodivosti v pevném železe v podmínkách planetárního jádra   // Nature . - 2016. - 2. června ( sv. 534 ). - S. 99-101 . - doi : 10.1038/příroda18009 .
  49. ↑ Kenji Ohta, Yasuhiro Kuwayama, Kei Hirose, Katsuya Shimizu & Yasuo Ohishi. Experimentální stanovení elektrického odporu železa v podmínkách zemského jádra  (anglicky)  // Nature . - 2016. - 2. června ( sv. 534 ). - str. 95-98 . - doi : 10.1038/příroda17957 .
  50. ↑ Le Bars, M., Cébron, D. & Le Gal, P. Toky poháněné librací, precesi a přílivy   // Annual Review of Fluid Mechanics. — Výroční přehledy , 2015. — Ročník . 47 . - S. 163-193 .
  51. ↑ Driscoll, P.; Bercovici, D. K tepelné a magnetické historii Země a Venuše: Vlivy tání, radioaktivity a vodivosti  //  Fyzika Země a planetárních interiérů. - 2014. - Listopad ( výr. 236 ). - str. 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. Krystalizace oxidu křemičitého a vývoj složení zemského jádra  (anglicky)  // Nature. - 2017. - Sv. 543 . - S. 99-102 . - doi : 10.1038/příroda21367 .
  53. ↑ O'Rourke, JG & Stevenson, DJ Powering. Zemské dynamo se srážením hořčíku z  jádra  // Příroda . - 2016. - Sv. 529 .
  54. ↑ Tarasov L. V. Magnetické póly Země - cestování časem Archivní kopie ze 7. února 2019 na Wayback Machine // Science and Life . - 2017. - č. 5. - S. 108-113
  55. ↑ Pohyb jižního magnetického pole . Datum přístupu: 24. prosince 2009. Archivováno z originálu 17. června 2006.
  56. ↑ USGS - Národní program geomagnetismu . Získáno 24. září 2021. Archivováno z originálu dne 22. října 2018.
  57. ↑ Rychlost severního a jižního ponorného pólu podle tří modelů pole
  58. ↑ Associated Press . Polární expres: magnetický severní pól se pohybuje „docela rychle“ směrem k Rusku  (anglicky) , The Guardian  (5. února 2019). Archivováno z originálu 13. února 2019. Staženo 5. února 2019.
  59. ↑ 3D model struktury magnetického pole Země a scénáře přepólování
  60. ↑ McIlwain CE Souřadnice pro mapování rozložení geomagneticky zachycených částic // J. Geophys. Res. - 1961. - V. 66, č. 11. - S. 3681-3691.
  61. ↑ S. V. Murzin. Úvod do fyziky kosmického záření. — M.: Atomizdat , 1979.
  62. ↑ 1 2 3 4 5 Věda o Zemi: Magnetické pole Země. Vliv Slunce na magnetosféru  (nedostupný odkaz)

Literatura

Odkazy

Odkazy

Mapy posunutí magnetických pólů Země za období 1600 až 1995

Další související informace

  Přejděte na položku Wikidata  Slovníky a encyklopedie
 Země
Historie Země Planeta Země
Fyzikální vlastnosti Země
Skořápky Země
Geografie
a geologie
životní prostředí
viz také
  • Kategorie " Příroda "
  • Portál "Věda"