Campo magnético de la Tierra

El campo magnético de la Tierra, también conocido como campo geomagnético, es el campo magnético que se extiende desde el interior de la Tierra hacia el espacio, donde interactúa con el viento solar, una corriente de partículas cargadas que emana del Sol. El campo magnético es generado por corrientes eléctricas debido al movimiento de las corrientes de convección de una mezcla de hierro fundido y níquel en el núcleo exterior de la Tierra: estas corrientes de convección son causadas por el calor que escapa del núcleo, un proceso natural llamado geodinamo. La magnitud del campo magnético de la Tierra en su superficie varía de 25 a 65 μT (0,25 a 0,65 G).Como aproximación, está representado por un campo de un dipolo magnético actualmente inclinado en un ángulo de unos 11° con respecto al eje de rotación de la Tierra, como si hubiera una enorme barra magnética colocada en ese ángulo a través del centro de la Tierra. El polo geomagnético norte en realidad representa el polo sur del campo magnético de la Tierra y, a la inversa, el polo geomagnético sur corresponde al polo norte del campo magnético de la Tierra (porque los polos magnéticos opuestos se atraen y el extremo norte de un imán, como la aguja de una brújula, apunta hacia campo magnético Sur de la Tierra, es decir, el polo geomagnético Norte cerca del Polo Norte Geográfico). A partir de 2015, el polo geomagnético del norte estaba ubicado en la isla de Ellesmere, Nunavut, Canadá.

Si bien los polos magnéticos norte y sur generalmente se encuentran cerca de los polos geográficos, se mueven lenta y continuamente a lo largo de escalas de tiempo geológico, pero lo suficientemente lento como para que las brújulas ordinarias sigan siendo útiles para la navegación. Sin embargo, a intervalos irregulares que promedian varios cientos de miles de años, el campo de la Tierra se invierte y los polos magnéticos norte y sur, respectivamente, cambian abruptamente de lugar. Estas inversiones de los polos geomagnéticos dejan un registro en las rocas que son de valor para los paleomagnetistas en el cálculo de campos geomagnéticos en el pasado. Dicha información, a su vez, es útil para estudiar los movimientos de los continentes y los fondos oceánicos en el proceso de la tectónica de placas.

La magnetosfera es la región por encima de la ionosfera que se define por la extensión del campo magnético de la Tierra en el espacio. Se extiende varias decenas de miles de kilómetros en el espacio, protegiendo a la Tierra de las partículas cargadas del viento solar y los rayos cósmicos que, de lo contrario, eliminarían la atmósfera superior, incluida la capa de ozono que protege a la Tierra de la dañina radiación ultravioleta.

Significado

El campo magnético de la Tierra desvía la mayor parte del viento solar, cuyas partículas cargadas de otro modo eliminarían la capa de ozono que protege a la Tierra de la dañina radiación ultravioleta. Un mecanismo de extracción es que el gas quede atrapado en burbujas de campo magnético, que son arrancadas por los vientos solares. Los cálculos de la pérdida de dióxido de carbono de la atmósfera de Marte, como resultado de la eliminación de iones por el viento solar, indican que la disipación del campo magnético de Marte provocó una pérdida casi total de su atmósfera.

El estudio del campo magnético pasado de la Tierra se conoce como paleomagnetismo. La polaridad del campo magnético de la Tierra se registra en rocas ígneas y, por lo tanto, las inversiones del campo son detectables como "franjas" centradas en las dorsales oceánicas donde se está extendiendo el fondo del mar, mientras que la estabilidad de los polos geomagnéticos entre las inversiones ha permitido el paleomagnetismo. para seguir el movimiento pasado de los continentes. Las inversiones también proporcionan la base para la magnetoestratigrafía, una forma de datar rocas y sedimentos. El campo también magnetiza la corteza y las anomalías magnéticas se pueden utilizar para buscar depósitos de minerales metálicos.

Los seres humanos han utilizado brújulas para encontrar la dirección desde el siglo XI dC y para la navegación desde el siglo XII. Aunque la declinación magnética cambia con el tiempo, este deambular es lo suficientemente lento como para que una brújula simple pueda seguir siendo útil para la navegación. Utilizando la magnetorrecepción, varios otros organismos, que van desde algunos tipos de bacterias hasta palomas, utilizan el campo magnético de la Tierra para orientarse y navegar.

Características

En cualquier ubicación, el campo magnético de la Tierra se puede representar mediante un vector tridimensional. Un procedimiento típico para medir su dirección es usar una brújula para determinar la dirección del norte magnético. Su ángulo relativo al Norte verdadero es la declinación ( D ) o variación. Mirando hacia el Norte magnético, el ángulo que forma el campo con la horizontal es la inclinación ( I ) o buzamiento magnético. La intensidad ( F ) del campo es proporcional a la fuerza que ejerce sobre un imán. Otra representación común es en coordenadas X (Norte), Y (Este) y Z (Abajo).

Sistemas de coordenadas comunes utilizados para representar el campo magnético de la Tierra.

Intensidad

La intensidad del campo a menudo se mide en gauss (G), pero generalmente se informa en microteslas (μT), con 1 G = 100 μT. Una nanotesla también se conoce como gamma (γ). El campo de la Tierra oscila entre aproximadamente 25 y 65 μT (0,25 y 0,65 G). En comparación, un imán de nevera potente tiene un campo de unos 10 000 μT (100 G).

Un mapa de contornos de intensidad se denomina gráfico isodinámico. Como muestra el Modelo Magnético Mundial, la intensidad tiende a disminuir desde los polos hacia el ecuador. Se produce una intensidad mínima en la Anomalía del Atlántico Sur sobre América del Sur, mientras que hay máximas sobre el norte de Canadá, Siberia y la costa de la Antártida al sur de Australia.

La intensidad del campo magnético está sujeta a cambios con el tiempo. Un estudio paleomagnético de 2021 de la Universidad de Liverpool contribuyó a un creciente cuerpo de evidencia de que el campo magnético de la Tierra cambia con intensidad cada 200 millones de años. El autor principal afirmó que "nuestros hallazgos, cuando se consideran junto con los conjuntos de datos existentes, respaldan la existencia de un ciclo de aproximadamente 200 millones de años en la fuerza del campo magnético de la Tierra relacionado con los procesos profundos de la Tierra".

Inclinación

La inclinación viene dada por un ángulo que puede asumir valores entre -90° (arriba) a 90° (abajo). En el hemisferio norte, el campo apunta hacia abajo. Está directamente hacia abajo en el Polo Norte Magnético y gira hacia arriba a medida que la latitud disminuye hasta que es horizontal (0°) en el ecuador magnético. Continúa girando hacia arriba hasta que se encuentra directamente en el Polo Sur Magnético. La inclinación se puede medir con un círculo de inmersión.

A continuación se muestra una carta isoclínica (mapa de contornos de inclinación) para el campo magnético de la Tierra.

Declinación

La declinación es positiva para una desviación hacia el este del campo en relación con el norte verdadero. Se puede estimar comparando el rumbo magnético norte-sur de una brújula con la dirección de un polo celeste. Los mapas suelen incluir información sobre la declinación como un ángulo o un pequeño diagrama que muestra la relación entre el norte magnético y el norte verdadero. La información sobre la declinación de una región se puede representar mediante un gráfico con líneas isogónicas (líneas de contorno en las que cada línea representa una declinación fija).

Variación geográfica

Componentes del campo magnético de la Tierra en la superficie del Modelo Magnético Mundial para 2015.

• Intensidad
• Inclinación
• Declinación

Aproximación dipolar

Cerca de la superficie de la Tierra, su campo magnético se puede aproximar mucho al campo de un dipolo magnético colocado en el centro de la Tierra e inclinado en un ángulo de unos 11° con respecto al eje de rotación de la Tierra. El dipolo es aproximadamente equivalente a un potente imán de barra, con su polo sur apuntando hacia el Polo Norte geomagnético. Esto puede parecer sorprendente, pero el polo norte de un imán se define así porque, si se le permite girar libremente, apunta aproximadamente hacia el norte (en el sentido geográfico). Dado que el polo norte de un imán atrae los polos sur de otros imanes y repele los polos norte, debe ser atraído por el polo sur del imán de la Tierra. El campo dipolar representa del 80 al 90% del campo en la mayoría de los lugares.

Polos magnéticos

Históricamente, los polos norte y sur de un imán fueron definidos primero por el campo magnético de la Tierra, y no al revés, ya que uno de los primeros usos de un imán fue como aguja de brújula. El polo norte de un imán se define como el polo que es atraído por el polo norte magnético de la Tierra cuando el imán está suspendido para que pueda girar libremente. Dado que los polos opuestos se atraen, el Polo Norte Magnético de la Tierra es realmente el polo sur de su campo magnético (el lugar donde el campo se dirige hacia la Tierra).

Las posiciones de los polos magnéticos se pueden definir al menos de dos maneras: local o globalmente. La definición local es el punto donde el campo magnético es vertical. Esto se puede determinar midiendo la inclinación. La inclinación del campo terrestre es de 90° (hacia abajo) en el Polo Norte Magnético y de -90° (hacia arriba) en el Polo Sur Magnético. Los dos polos vagan independientemente el uno del otro y no están directamente opuestos en el globo. Se han observado movimientos de hasta 40 kilómetros (25 millas) por año para el Polo Norte Magnético. Durante los últimos 180 años, el Polo Norte Magnético ha estado migrando hacia el noroeste, desde Cabo Adelaida en la península de Boothia en 1831 hasta 600 kilómetros (370 millas) desde Resolute Bay en 2001. El ecuador magnéticoes la línea donde la inclinación es cero (el campo magnético es horizontal).

La definición global del campo terrestre se basa en un modelo matemático. Si se dibuja una línea a través del centro de la Tierra, paralela al momento del dipolo magnético que mejor se ajusta, las dos posiciones en las que se cruza con la superficie de la Tierra se denominan polos geomagnéticos Norte y Sur. Si el campo magnético de la Tierra fuera perfectamente dipolar, los polos geomagnéticos y los polos magnéticos de buzamiento coincidirían y las brújulas apuntarían hacia ellos. Sin embargo, el campo de la Tierra tiene una contribución no dipolar significativa, por lo que los polos no coinciden y las brújulas generalmente no apuntan a ninguno de los dos.

Magnetosfera

El campo magnético de la Tierra, predominantemente dipolar en su superficie, se distorsiona aún más por el viento solar. Esta es una corriente de partículas cargadas que salen de la corona del Sol y aceleran a una velocidad de 200 a 1000 kilómetros por segundo. Llevan consigo un campo magnético, el campo magnético interplanetario (FMI).

El viento solar ejerce una presión, y si pudiera alcanzar la atmósfera terrestre, la erosionaría. Sin embargo, se mantiene alejado por la presión del campo magnético de la Tierra. La magnetopausa, el área donde se equilibran las presiones, es el límite de la magnetosfera. A pesar de su nombre, la magnetosfera es asimétrica, con el lado hacia el sol a unos 10 radios de la Tierra, pero el otro lado se extiende en una cola magnética que se extiende más allá de los 200 radios de la Tierra. Hacia el sol de la magnetopausa está el arco de choque, el área donde el viento solar se desacelera abruptamente.

Dentro de la magnetosfera se encuentra la plasmasfera, una región en forma de rosquilla que contiene partículas cargadas de baja energía o plasma. Esta región comienza a una altura de 60 km, se extiende hasta 3 o 4 radios terrestres e incluye la ionosfera. Esta región gira con la Tierra. También hay dos regiones concéntricas en forma de llanta, llamadas cinturones de radiación de Van Allen, con iones de alta energía (energías de 0,1 a 10 MeV). El cinturón interior está a 1 o 2 radios terrestres mientras que el cinturón exterior está a 4 o 7 radios terrestres. Los cinturones de plasmasfera y de Van Allen se superponen parcialmente, y el grado de superposición varía mucho con la actividad solar.

Además de desviar el viento solar, el campo magnético de la Tierra desvía los rayos cósmicos, partículas cargadas de alta energía que en su mayoría provienen del exterior del Sistema Solar. Muchos rayos cósmicos se mantienen fuera del Sistema Solar por la magnetosfera o heliosfera del Sol. Por el contrario, los astronautas en la Luna corren el riesgo de exponerse a la radiación. Cualquiera que hubiera estado en la superficie de la Luna durante una erupción solar particularmente violenta en 2005 habría recibido una dosis letal.

Algunas de las partículas cargadas entran en la magnetosfera. Estos giran en espiral alrededor de las líneas de campo, rebotando de un lado a otro entre los polos varias veces por segundo. Además, los iones positivos se desplazan lentamente hacia el oeste y los iones negativos hacia el este, lo que da lugar a una corriente anular. Esta corriente reduce el campo magnético en la superficie de la Tierra. Las partículas que penetran en la ionosfera y chocan con los átomos allí dan lugar a las luces de las auroras y también emiten rayos X.

Las condiciones variables en la magnetosfera, conocidas como clima espacial, son impulsadas en gran medida por la actividad solar. Si el viento solar es débil, la magnetosfera se expande; mientras que si es fuerte, comprime la magnetosfera y entra más. Los períodos de actividad particularmente intensa, llamados tormentas geomagnéticas, pueden ocurrir cuando una eyección de masa coronal entra en erupción sobre el Sol y envía una onda de choque a través del Sistema Solar. Tal ola puede tardar solo dos días en llegar a la Tierra. Las tormentas geomagnéticas pueden causar muchas perturbaciones; la tormenta de "Halloween" de 2003 dañó más de un tercio de los satélites de la NASA. La tormenta más grande documentada, el Evento Carrington, ocurrió en 1859. Indujo corrientes lo suficientemente fuertes como para interrumpir las líneas de telégrafo, y se informaron auroras tan al sur como Hawái.

Dependencia del tiempo

Variaciones a corto plazo

El campo geomagnético cambia en escalas de tiempo desde milisegundos hasta millones de años. Las escalas de tiempo más cortas surgen principalmente de las corrientes en la ionosfera (región de la dínamo ionosférica) y la magnetosfera, y algunos cambios pueden atribuirse a tormentas geomagnéticas o variaciones diarias en las corrientes. Los cambios en escalas de tiempo de un año o más reflejan principalmente cambios en el interior de la Tierra, particularmente en el núcleo rico en hierro.

Con frecuencia, la magnetosfera de la Tierra es golpeada por erupciones solares que provocan tormentas geomagnéticas que provocan auroras. La inestabilidad a corto plazo del campo magnético se mide con el índice K.

Los datos de THEMIS muestran que el campo magnético, que interactúa con el viento solar, se reduce cuando la orientación magnética se alinea entre el Sol y la Tierra, al contrario de la hipótesis anterior. Durante las próximas tormentas solares, esto podría provocar apagones e interrupciones en los satélites artificiales.

Variación secular

Los cambios en el campo magnético de la Tierra en una escala de tiempo de un año o más se conocen como variación secular. Durante cientos de años, se observa que la declinación magnética varía en decenas de grados. La animación muestra cómo han cambiado las declinaciones globales en los últimos siglos.

La dirección y la intensidad del dipolo cambian con el tiempo. Durante los últimos dos siglos, la fuerza del dipolo ha ido disminuyendo a un ritmo de alrededor del 6,3% por siglo. A este ritmo de disminución, el campo sería insignificante en unos 1600 años. Sin embargo, esta fuerza está en el promedio de los últimos 7 mil años, y la tasa de cambio actual no es inusual.

Una característica destacada en la parte no dipolar de la variación secular es una deriva hacia el oeste a una tasa de alrededor de 0,2° por año. Esta deriva no es igual en todas partes y ha variado a lo largo del tiempo. La deriva promediada globalmente ha sido hacia el oeste desde aproximadamente el 1400 d. C., pero hacia el este entre aproximadamente el 1000 d. C. y el 1400 d. C.

Los cambios que anteceden a los observatorios magnéticos se registran en materiales arqueológicos y geológicos. Dichos cambios se denominan variación secular paleomagnética o variación paleosecular (PSV). Los registros suelen incluir largos períodos de pequeños cambios con grandes cambios ocasionales que reflejan excursiones e inversiones geomagnéticas.

En julio de 2020, los científicos informan que el análisis de simulaciones y un modelo de campo de observación reciente muestran que las tasas máximas de cambio direccional del campo magnético de la Tierra alcanzaron ~10° por año, casi 100 veces más rápido que los cambios actuales y 10 veces más rápido de lo que se pensaba anteriormente.

Los estudios de flujos de lava en Steens Mountain, Oregón, indican que el campo magnético podría haber cambiado a un ritmo de hasta 6° por día en algún momento de la historia de la Tierra, lo que desafía significativamente la comprensión popular de cómo funciona el campo magnético de la Tierra. Este hallazgo fue posteriormente atribuido a las propiedades magnéticas inusuales de la roca del flujo de lava bajo estudio, no a un cambio rápido de campo, por uno de los autores originales del estudio de 1995.

Inversiones del campo magnético

Aunque generalmente el campo de la Tierra es aproximadamente dipolar, con un eje que está casi alineado con el eje de rotación, ocasionalmente los polos geomagnéticos Norte y Sur intercambian lugares. La evidencia de estas inversiones geomagnéticas se puede encontrar en basaltos, núcleos de sedimentos extraídos de los fondos oceánicos y anomalías magnéticas del fondo marino. Las inversiones ocurren casi aleatoriamente en el tiempo, con intervalos entre inversiones que van desde menos de 0,1 millones de años hasta 50 millones de años. La inversión geomagnética más reciente, llamada inversión Brunhes-Matuyama, ocurrió hace unos 780.000 años. Un fenómeno relacionado, una excursión geomagnética, lleva el eje del dipolo a través del ecuador y luego regresa a la polaridad original.El evento de Laschamp es un ejemplo de una excursión que tuvo lugar durante la última edad de hielo (hace 41.000 años).

El campo magnético pasado está registrado principalmente por minerales fuertemente magnéticos, en particular óxidos de hierro como la magnetita, que pueden tener un momento magnético permanente. Esta magnetización remanente, o remanencia, puede adquirirse de más de una forma. En los flujos de lava, la dirección del campo se "congela" en pequeños minerales a medida que se enfrían, dando lugar a una magnetización termoremanente. En los sedimentos, la orientación de las partículas magnéticas adquiere un ligero sesgo hacia el campo magnético a medida que se depositan en el fondo de un océano o lago. Esto se llama magnetización remanente detrítico.

La magnetización termorremanente es la principal fuente de anomalías magnéticas alrededor de las dorsales oceánicas. A medida que el lecho marino se expande, el magma brota del manto, se enfría para formar una nueva corteza basáltica en ambos lados de la dorsal y es arrastrado por la expansión del lecho marino. A medida que se enfría, registra la dirección del campo terrestre. Cuando el campo de la Tierra se invierte, el nuevo basalto registra la dirección inversa. El resultado es una serie de franjas que son simétricas con respecto a la cresta. Un barco que remolca un magnetómetro en la superficie del océano puede detectar estas rayas e inferir la edad del fondo del océano debajo. Esto proporciona información sobre la velocidad a la que se ha extendido el fondo marino en el pasado.

La datación radiométrica de los flujos de lava se ha utilizado para establecer una escala de tiempo de polaridad geomagnética, parte de la cual se muestra en la imagen. Esto constituye la base de la magnetoestratigrafía, una técnica de correlación geofísica que se puede utilizar para fechar tanto las secuencias sedimentarias y volcánicas como las anomalías magnéticas del fondo marino.

Aparición más temprana

Estudios paleomagnéticos de lava paleoarcaica en Australia y conglomerados en Sudáfrica han concluido que el campo magnético ha estado presente desde hace al menos unos 3.450 millones de años.

Futuro

En la actualidad, el campo geomagnético general se está debilitando; el fuerte deterioro actual corresponde a una disminución del 10% al 15% durante los últimos 150 años y se ha acelerado en los últimos años; la intensidad geomagnética ha disminuido casi continuamente desde un máximo del 35% por encima del valor moderno alcanzado hace aproximadamente 2000 años. La tasa de disminución y la fuerza actual están dentro del rango normal de variación, como lo muestra el registro de campos magnéticos registrados en rocas en el pasado.

La naturaleza del campo magnético de la Tierra es de fluctuación heteroscedástica. Una medición instantánea del mismo, o varias mediciones del mismo a lo largo de décadas o siglos, no son suficientes para extrapolar una tendencia general en la intensidad del campo. Ha subido y bajado en el pasado por razones desconocidas. Además, notar la intensidad local del campo dipolar (o su fluctuación) es insuficiente para caracterizar el campo magnético de la Tierra en su conjunto, ya que no es estrictamente un campo dipolar. El componente dipolar del campo terrestre puede disminuir incluso cuando el campo magnético total permanece igual o aumenta.

El polo norte magnético de la Tierra se desplaza desde el norte de Canadá hacia Siberia con una tasa de aceleración actual: 10 kilómetros (6,2 millas) por año a principios del siglo XX, hasta 40 kilómetros (25 millas) por año en 2003, y desde entonces solo ha acelerado.

Origen físico

El núcleo de la Tierra y la geodinamo

Se cree que el campo magnético de la Tierra es generado por corrientes eléctricas en las aleaciones de hierro conductoras de su núcleo, creadas por corrientes de convección debidas al calor que escapa del núcleo.

La Tierra y la mayoría de los planetas del Sistema Solar, así como el Sol y otras estrellas, generan campos magnéticos a través del movimiento de fluidos conductores de electricidad. El campo de la Tierra se origina en su núcleo. Esta es una región de aleaciones de hierro que se extiende a unos 3400 km (el radio de la Tierra es de 6370 km). Se divide en un núcleo interior sólido, con un radio de 1220 km, y un núcleo exterior líquido. El movimiento del líquido en el núcleo externo es impulsado por el flujo de calor desde el núcleo interno, que está a unos 6000 K (5730 °C; 10 340 °F), hasta el límite entre el núcleo y el manto, que está a unos 3800 K (3530 °C). ; 6380 °F). El calor es generado por la energía potencial liberada por materiales más pesados ​​que se hunden hacia el núcleo (diferenciación planetaria, la catástrofe del hierro), así como por la descomposición de elementos radiactivos en el interior. El patrón de flujo está organizado por la rotación de la Tierra y la presencia del núcleo interno sólido.

El mecanismo por el cual la Tierra genera un campo magnético se conoce como dínamo. El campo magnético es generado por un bucle de retroalimentación: los bucles de corriente generan campos magnéticos (ley de circuito de Ampère); un campo magnético cambiante genera un campo eléctrico (ley de Faraday); y los campos eléctrico y magnético ejercen una fuerza sobre las cargas que fluyen en corrientes (la fuerza de Lorentz). Estos efectos se pueden combinar en una ecuación diferencial parcial para el campo magnético llamada ecuación de inducción magnética,{displaystyle {frac {parcial mathbf {B} }{parcial t}}=eta nabla ^{2}mathbf {B} +nabla times (mathbf {u} times mathbf {B} ),}

donde u es la velocidad del fluido; B es el campo B magnético; y η=1/σμ es la difusividad magnética, que es inversamente proporcional al producto de la conductividad eléctrica σ y la permeabilidad μ. El término ∂ B /∂ t es la derivada temporal del campo; ∇ es el operador de Laplace y ∇× es el operador rotacional.

El primer término del lado derecho de la ecuación de inducción es un término de difusión. En un fluido estacionario, el campo magnético disminuye y cualquier concentración de campo se dispersa. Si la dínamo de la Tierra se apagara, la parte del dipolo desaparecería en unas pocas decenas de miles de años.

En un conductor perfecto ({displaystyle sigma =infty;}), no habría difusión. Según la ley de Lenz, cualquier cambio en el campo magnético se opondría inmediatamente a las corrientes, por lo que el flujo a través de un volumen dado de fluido no podría cambiar. A medida que el fluido se movía, el campo magnético lo acompañaba. El teorema que describe este efecto se llama teorema del campo congelado. Incluso en un fluido con una conductividad finita, se genera un nuevo campo al estirar las líneas de campo a medida que el fluido se mueve en formas que lo deforman. Este proceso podría continuar generando un nuevo campo indefinidamente, si no fuera porque a medida que aumenta la fuerza del campo magnético, se resiste al movimiento del fluido.

El movimiento del fluido es sostenido por convección, movimiento impulsado por la flotabilidad. La temperatura aumenta hacia el centro de la Tierra, y la temperatura más alta del fluido más abajo lo hace flotante. Esta flotabilidad se ve reforzada por la separación química: a medida que el núcleo se enfría, parte del hierro fundido se solidifica y se deposita en el núcleo interno. En el proceso, quedan elementos más ligeros en el fluido, haciéndolo más ligero. Esto se llama convección compositiva. Un efecto de Coriolis, causado por la rotación planetaria general, tiende a organizar el flujo en rollos alineados a lo largo del eje polar norte-sur.

Una dínamo puede amplificar un campo magnético, pero necesita un campo "semilla" para comenzar. Para la Tierra, esto podría haber sido un campo magnético externo. Al principio de su historia, el Sol pasó por una fase T-Tauri en la que el viento solar habría tenido un campo magnético de órdenes de magnitud mayor que el viento solar actual. Sin embargo, gran parte del campo puede haber sido ocultado por el manto de la Tierra. Una fuente alternativa son las corrientes en el límite entre el núcleo y el manto impulsadas por reacciones químicas o variaciones en la conductividad térmica o eléctrica. Dichos efectos aún pueden proporcionar un pequeño sesgo que forma parte de las condiciones de contorno de la geodinamo.

Se calculó que el campo magnético promedio en el núcleo externo de la Tierra era de 25 gauss, 50 veces más fuerte que el campo en la superficie.

Modelos numéricos

Simular la geodinamo por computadora requiere resolver numéricamente un conjunto de ecuaciones diferenciales parciales no lineales para la magnetohidrodinámica (MHD) del interior de la Tierra. La simulación de las ecuaciones MHD se realiza en una cuadrícula de puntos 3D y la finura de la cuadrícula, que en parte determina el realismo de las soluciones, está limitada principalmente por la potencia de la computadora. Durante décadas, los teóricos se limitaron a crear modelos informáticos de dínamo cinemático en los que el movimiento del fluido se elige de antemano y se calcula el efecto sobre el campo magnético. La teoría de la dínamo cinemática consistía principalmente en probar diferentes geometrías de flujo y probar si tales geometrías podían sostener una dínamo.

Los primeros modelos de dínamo autoconsistentes, que determinan tanto los movimientos de fluidos como el campo magnético, fueron desarrollados por dos grupos en 1995, uno en Japón y otro en los Estados Unidos. Este último recibió atención porque reprodujo con éxito algunas de las características del campo terrestre, incluidas las inversiones geomagnéticas.

Efecto de las mareas oceánicas

Los océanos contribuyen al campo magnético de la Tierra. El agua de mar es un conductor eléctrico y, por lo tanto, interactúa con el campo magnético. A medida que las mareas circulan alrededor de las cuencas oceánicas, el agua del océano esencialmente trata de arrastrar las líneas del campo geomagnético. Debido a que el agua salada es ligeramente conductora, la interacción es relativamente débil: el componente más fuerte proviene de la marea lunar regular que ocurre aproximadamente dos veces al día (M2). Otras contribuciones provienen del oleaje oceánico, los remolinos e incluso los tsunamis.

La fuerza de la interacción depende también de la temperatura del agua del océano. Todo el calor almacenado en el océano ahora se puede deducir de las observaciones del campo magnético de la Tierra.

Corrientes en la ionosfera y la magnetosfera

Las corrientes eléctricas inducidas en la ionosfera generan campos magnéticos (región dínamo ionosférica). Tal campo siempre se genera cerca de donde la atmósfera está más cerca del Sol, causando alteraciones diarias que pueden desviar los campos magnéticos de la superficie hasta en 1°. Las variaciones diarias típicas de la intensidad del campo son de unos 25 nT (una parte en 2000), con variaciones en unos pocos segundos de alrededor de 1 nT (una parte en 50 000).

Medición y análisis

Detección

Carl Friedrich Gauss midió la fuerza del campo magnético de la Tierra en 1832 y se ha medido repetidamente desde entonces, mostrando una disminución relativa de alrededor del 10% en los últimos 150 años. El satélite Magsat y los satélites posteriores han utilizado magnetómetros vectoriales de 3 ejes para sondear la estructura tridimensional del campo magnético de la Tierra. El satélite Ørsted posterior permitió una comparación que indica una geodinamo dinámica en acción que parece estar dando lugar a un polo alternativo bajo el Océano Atlántico al oeste de Sudáfrica.

Los gobiernos a veces operan unidades que se especializan en la medición del campo magnético de la Tierra. Estos son observatorios geomagnéticos, típicamente parte de un estudio geológico nacional, por ejemplo, el Observatorio Eskdalemuir del Servicio Geológico Británico. Dichos observatorios pueden medir y pronosticar condiciones magnéticas como tormentas magnéticas que a veces afectan las comunicaciones, la energía eléctrica y otras actividades humanas.

La Red Internacional de Observatorios Magnéticos en Tiempo Real, con más de 100 observatorios geomagnéticos interconectados en todo el mundo, ha estado registrando el campo magnético de la Tierra desde 1991.

El ejército determina las características del campo geomagnético local para detectar anomalías en el entorno natural que podrían ser causadas por un objeto metálico importante, como un submarino sumergido. Por lo general, estos detectores de anomalías magnéticas se transportan en aviones como el Nimrod del Reino Unido o se remolcan como un instrumento o una serie de instrumentos desde barcos de superficie.

Comercialmente, las empresas de prospección geofísica también utilizan detectores magnéticos para identificar anomalías naturales de cuerpos minerales, como la anomalía magnética de Kursk.

Anomalías magnéticas de la corteza

Los magnetómetros detectan desviaciones diminutas en el campo magnético de la Tierra causadas por artefactos de hierro, hornos, algunos tipos de estructuras de piedra e incluso zanjas y basureros en geofísica arqueológica. Usando instrumentos magnéticos adaptados de detectores de anomalías magnéticas aerotransportados desarrollados durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos, se han cartografiado las variaciones magnéticas en el fondo del océano. El basalto, la roca volcánica rica en hierro que forma el fondo del océano, contiene un mineral fuertemente magnético (magnetita) y puede distorsionar localmente las lecturas de la brújula. La distorsión fue reconocida por los marineros islandeses ya a fines del siglo XVIII.Más importante aún, debido a que la presencia de magnetita le da al basalto propiedades magnéticas medibles, estas variaciones magnéticas han proporcionado otro medio para estudiar el fondo del océano profundo. Cuando la roca recién formada se enfría, estos materiales magnéticos registran el campo magnético de la Tierra.

Modelos estadísticos

Cada medición del campo magnético es en un lugar y tiempo particular. Si se necesita una estimación precisa del campo en algún otro lugar y momento, las mediciones deben convertirse en un modelo y el modelo debe usarse para hacer predicciones.

Armónicos esféricos

La forma más común de analizar las variaciones globales en el campo magnético de la Tierra es ajustar las medidas a un conjunto de armónicos esféricos. Esto fue hecho por primera vez por Carl Friedrich Gauss. Los armónicos esféricos son funciones que oscilan sobre la superficie de una esfera. Son el producto de dos funciones, una que depende de la latitud y otra de la longitud. La función de longitud es cero a lo largo de cero o más círculos máximos que pasan por los polos norte y sur; el número de tales líneas nodales es el valor absoluto del orden m. La función de latitud es cero a lo largo de cero o más círculos de latitud; esto más el orden es igual al gradoℓ. Cada armónico es equivalente a un arreglo particular de cargas magnéticas en el centro de la Tierra. Un monopolo es una carga magnética aislada, que nunca se ha observado. Un dipolo es equivalente a dos cargas opuestas juntas y un cuadrupolo a dos dipolos juntos. Un campo de cuadrupolo se muestra en la figura inferior a la derecha.

Los armónicos esféricos pueden representar cualquier campo escalar (función de posición) que satisfaga ciertas propiedades. Un campo magnético es un campo vectorial, pero si se expresa en componentes cartesianas X, Y, Z, cada componente es la derivada de la misma función escalar llamada potencial magnético. Los análisis del campo magnético terrestre utilizan una versión modificada de los armónicos esféricos habituales que difieren en un factor multiplicativo. Un ajuste de mínimos cuadrados a las mediciones del campo magnético da el campo de la Tierra como la suma de los armónicos esféricos, cada uno multiplicado por el coeficiente de Gauss de mejor ajuste g _m o h _m.

El coeficiente de Gauss de menor grado, g ₀, da la contribución de una carga magnética aislada, por lo que es cero. Los tres coeficientes siguientes, g ₁, g ₁ y h ₁, determinan la dirección y la magnitud de la contribución del dipolo. El dipolo de mejor ajuste se inclina en un ángulo de aproximadamente 10° con respecto al eje de rotación, como se describió anteriormente.

Dependencia radial

El análisis de armónicos esféricos se puede utilizar para distinguir las fuentes internas de las externas si las mediciones están disponibles a más de una altura (por ejemplo, observatorios terrestres y satélites). En ese caso, cada término con coeficiente g _m o h _m se puede dividir en dos términos: uno que disminuye con el radio como 1/ r y otro que aumenta con el radio como r. Los términos crecientes se ajustan a las fuentes externas (corrientes en la ionosfera y la magnetosfera). Sin embargo, en promedio durante algunos años, las contribuciones externas promedian cero.

Los términos restantes predicen que el potencial de una fuente de dipolo ( ℓ=1 ) cae como 1/ r. El campo magnético, siendo una derivada del potencial, cae como 1/ r. Los términos del cuadrupolo caen como 1/ r, y los términos de orden superior caen cada vez más rápido con el radio. El radio del núcleo exterior es aproximadamente la mitad del radio de la Tierra. Si el campo en el límite entre el núcleo y el manto se ajusta a los armónicos esféricos, la parte del dipolo es más pequeña en un factor de aproximadamente 8 en la superficie, la parte del cuadrupolo en un factor de 16, y así sucesivamente. Por lo tanto, solo los componentes con longitudes de onda grandes pueden notarse en la superficie. A partir de una variedad de argumentos, por lo general se supone que sólo los términos hasta el grado14 o menos tienen su origen en el núcleo. Estos tienen longitudes de onda de aproximadamente 2000 km (1200 mi) o menos. Las características más pequeñas se atribuyen a anomalías de la corteza.

Modelos globales

La Asociación Internacional de Geomagnetismo y Aeronomía mantiene un modelo de campo global estándar llamado Campo de Referencia Geomagnético Internacional (IGRF). Se actualiza cada cinco años. El modelo de 11.ª generación, IGRF11, se desarrolló utilizando datos de satélites (Ørsted, CHAMP y SAC-C) y una red mundial de observatorios geomagnéticos. La expansión armónica esférica se truncó en el grado 10, con 120 coeficientes, hasta el año 2000. Los modelos posteriores se truncan en el grado 13 (195 coeficientes).

Otro modelo de campo global, llamado Modelo Magnético Mundial, es producido conjuntamente por los Centros Nacionales de Información Ambiental de los Estados Unidos (anteriormente el Centro Nacional de Datos Geofísicos) y el Servicio Geológico Británico. Este modelo trunca en el grado 12 (168 coeficientes) con una resolución espacial aproximada de 3.000 kilómetros. Es el modelo utilizado por el Departamento de Defensa de los Estados Unidos, el Ministerio de Defensa (Reino Unido), la Administración Federal de Aviación de los Estados Unidos (FAA), la Organización del Tratado del Atlántico Norte (OTAN) y la Organización Hidrográfica Internacional, así como en muchos sistemas de navegación civil.

Los modelos anteriores solo tienen en cuenta el "campo principal" en el límite entre el núcleo y el manto. Aunque generalmente es lo suficientemente bueno para la navegación, los casos de uso de mayor precisión requieren que se consideren anomalías magnéticas de menor escala y otras variaciones. Algunos ejemplos son (consulte geomag.us ref para obtener más información):

• El enfoque de "modelado integral" (CM) del Centro de Vuelo Espacial Goddard (NASA y GSFC) y el Instituto Danés de Investigación Espacial. CM intenta reconciliar datos con una resolución temporal y espacial muy variable de fuentes terrestres y satelitales. La última versión a partir de 2022 es CM5 de 2016. Proporciona componentes separados para el campo principal más la litosfera (corteza), la marea M2 y las variaciones primarias/inducidas de magnetosfera/ionosfera.
• Los Centros Nacionales de Información Ambiental de EE. UU. desarrollaron el Modelo Magnético Mejorado (EMM), que se extiende hasta el grado y orden 790 y resuelve las anomalías magnéticas hasta una longitud de onda de 56 kilómetros. Fue compilado a partir de encuestas magnéticas satelitales, marinas, aeromagnéticas y terrestres. A partir de 2018, la última versión, EMM2017, incluye datos de la misión satelital Swarm de la Agencia Espacial Europea.

Para obtener datos históricos sobre el campo principal, se puede utilizar el IGRF hasta el año 1900. Un modelo GUFM1 especializado estima que se remonta al año 1590 utilizando los registros del barco. La investigación paleomagnética ha producido modelos que datan del año 10.000 a.

Biomagnetismo

Los animales, incluidas las aves y las tortugas, pueden detectar el campo magnético de la Tierra y utilizar el campo para navegar durante la migración. Algunos investigadores han descubierto que las vacas y los ciervos salvajes tienden a alinear sus cuerpos de norte a sur mientras se relajan, pero no cuando los animales están bajo líneas eléctricas de alto voltaje, lo que sugiere que el magnetismo es el responsable. Otros investigadores informaron en 2011 que no podían replicar esos hallazgos usando diferentes imágenes de Google Earth.

Los campos electromagnéticos muy débiles interrumpen la brújula magnética utilizada por los petirrojos europeos y otros pájaros cantores, que utilizan el campo magnético de la Tierra para navegar. Ni las líneas eléctricas ni las señales de los teléfonos celulares tienen la culpa del efecto del campo electromagnético en las aves; en cambio, los culpables tienen frecuencias entre 2 kHz y 5 MHz. Estos incluyen señales de radio AM y equipos electrónicos comunes que se pueden encontrar en negocios o casas particulares.