Stratul dinamo ionosferic

Stratul dinamo ionosferic , o zonă din atmosfera terestră , este situat între aproximativ 85 și 200 km altitudine și se caracterizează printr-o plasmă ionosferică conductivă electric, care este mișcată de mareele atmosferice solare și lunare împotriva liniilor de forță ale magnetului terestru. câmp electric, inducând astfel câmpuri electrice și curenți, la fel ca bobina în mișcare într-o dinamă tehnică care se deplasează împotriva unui câmp magnetic. Câmpul magnetic al acestor curenți este măsurat pe suprafața pământului ca o fluctuație a câmpului magnetic al pământului. Aceste variații se numesc variații Sq (S = solar ; q = liniște ) și variații L (l = lunar ). Mareele în sine sunt cauzate de diferite radiații solare din atmosferă sau de influența gravitațională a lunii.

Un câmp electric cu convecție magnetosferică variabilă creează curenți electrici suplimentari în stratul dinamo ionosferic, DP1 (jeturile electrice polare) și curenții DP2. Mai mult, există un curent inelar polar care depinde de câmpul magnetic interplanetar. Astfel de variații geomagnetice aparțin câmpului extern geomagnetic, ale cărui amplitudini ajung rar la 1% din câmpul principal intern B o .

Conductivitatea electrică atmosferică

Gazul radioactiv din interiorul pământului și radiația cosmică galactică ionizează o mică parte din aer în atmosfera inferioară și mediană și fac ca gazul neutru să fie conductor electric. Electronii se combină foarte repede cu particule de gaz neutre și formează ioni negativi. Ionii sunt de obicei monatomici. Conductivitatea electrică depinde de mobilitatea ionilor. Această mobilitate este proporțională cu densitatea reciprocă a aerului și, prin urmare, crește exponențial cu altitudinea. Ionii se mișcă cu gazul neutru, astfel încât conductivitatea electrică este izotropă, dar extrem de mică.

La altitudini cuprinse între aproximativ 85 și 200 km - stratul dinamic - raze X solare și radiații ultraviolete extreme (XUV) sunt aproape complet absorbite, iar aerul este parțial ionizat. Apar diferitele straturi ionosferice . În acest interval de altitudine, electronii sunt deja legați de câmpul magnetic al Pământului și se rotesc în jurul liniilor câmpului magnetic de mai multe ori înainte de a se ciocni cu particule de gaz neutru. Ionii, pe de altă parte, se mișcă în esență cu gazul neutru. Rezultatul este conductivitatea electrică anizotropă. Conductivitatea paralelă cu câmpul electric E se numește conductivitatea lui Pedersen . Curenții Pedersen au pierderi ohmice și generează astfel încălzire Joule . Conductivitatea perpendiculară pe E și pe câmpul magnetic al pământului B o este conductivitatea Hall. Componenta paralelă cu B o (conductivitate paralelă) continuă să crească odată cu înălțimea. În vecinătatea ecuatorului magnetic al Pământului, un câmp electric vest-est creează un curent vertical Hall care nu este închis. Acest lucru creează un câmp de polarizare verticală care generează un curent Hall orizontal. Acest curent Hall suplimentar amplifică curentul Pedersen. O astfel de întărire este descrisă de conductivitatea capotei . Conductivitatea Pedersen și Hall atinge un maxim în aproximativ 120-140 km. În timpul zilei, acestea au valori numerice de aproximativ 1 mS / m. Noaptea, aceste valori pot scădea până la o zecime. Valorile conductivității depind de momentul zilei, latitudine, sezon și ciclul de unsprezece ani al soarelui. Conductivitățile integrate în înălțime sunt de ordinul mărimii de 50 S sau au o rezistență de aproximativ 0,02 ohmi.

În zonele de lumină polară, care sunt situate la aproximativ 70 ° până la 75 ° latitudine geomagnetică nordică și sudică, particule de mare energie cad din magnetosferă , care ionizează în plus aerul la o înălțime de aproximativ 110-120 km și astfel crește Conductivitatea Pedersen și Hall. Această conductivitate crește în timpul unor perturbări geomagnetice puternice.

Peste aproximativ 200 km, coliziunile dintre gazul neutru și plasmă devin din ce în ce mai rare, astfel încât atât ionii pozitivi, cât și electronii pot să se rotească numai în jurul liniilor câmpului magnetic sau să derive perpendicular pe E și B o . Conductivitatea paralelă devine atât de mare încât liniile câmpului geomagnetic devin linii echipotențiale electrice. Deci, numai câmpurile electrice pot exista ortogonal față de B o (vezi magnetosfera ).

Mareele atmosferice

Mareele atmosferice sunt unde atmosferice pe scară largă, care sunt excitate de radiația solară diferențială regulată (mareele solare) sau de influența gravitațională a lunii (mareele lunare). Atmosfera se comportă ca un ghid de undă uriaș care este închis în partea de jos (la sol) și deschis în partea de sus. Un astfel de ghid de undă poate genera un număr infinit de valuri naturale (moduri de undă). Cu toate acestea, ghidul de undă nu este perfect, astfel încât numai undele cu dimensiuni mari orizontale și verticale se dezvoltă suficient pentru a fi filtrate din zgomotul meteorologic. Aceste unde sunt soluții la ecuația lui Laplace . Se numesc funcții Hough și pot fi aproximate prin funcții sferice .

Există două tipuri de tipuri de unde: unde de clasă I (numite și unde gravitaționale) și unde de clasă II (unde de rotație). Undele de clasa II există doar din cauza forței Coriolis și dispar pentru perioade mai mici de 12 ore. Undele proprii sunt fie unde interne cu lungimi de undă verticale finit mari care pot transporta energia undelor în sus, fie unde externe cu lungimi de undă verticale infinit de mari ale căror faze sunt constante cu altitudinea. Amplitudinile undelor interne cresc exponențial cu înălțimea. Undele externe, pe de altă parte, nu pot transporta energia undelor, iar amplitudinile lor scad exponențial cu înălțimea în afara zonei sursă. Fiecare mod de undă este caracterizat prin patru numere: prin numărul de undă zonală n, numărul de undă meridională m (structura meridională a undelor devine din ce în ce mai complexă odată cu creșterea m), prin valoarea lor proprie (numită și adâncime echivalentă pe baza mareelor ​​oceanice ), și prin perioada lor, în cazul mareelor ​​12 ore (valuri de jumătate de zi) și 24 de ore (valuri pe tot parcursul zilei) etc. Modurile sunt identificate prin numărul duo (n, m). Numerele pare de n se aplică undelor simetrice față de ecuator, numerelor impare de n la undelor antisimetrice. Undele de clasa II se caracterizează prin valori negative de n.

În intervalul de altitudine de peste aproximativ 150 km, toate valurile se dezvoltă în unde externe, iar funcțiile Hough degenerează în funcții sferice. De exemplu, modul de undă (1, -2) devine funcția sferică P 1 1 (θ), modul (2, 2) devine P 2 2 (θ) etc. cu θ distanța dintre poli etc.

Marea solară rătăcitoare

Unda mareică fundamentală pe tot parcursul zilei, care se potrivește în mod optim structurii meridionale a radiației solare și, prin urmare, este stimulată cel mai puternic, este modul (1, −2). Este un val extern de clasa II și călătorește spre vest odată cu soarele. Amplitudinea sa maximă de presiune pe sol este de 60 Pa. Cu toate acestea, această undă devine modul dominant în termosferă și atinge amplitudini de temperatură de ordinul 100 K și viteze ale vântului de 100 m / s și mai mult în exosferă .

Cel mai puternic val de jumătate de zi are identificatorul (2, 2). Este o undă internă de clasă I și are o amplitudine de presiune maximă la sol de 120 Pa. Această amplitudine crește odată cu altitudinea. Deși energia sa de excitație solară este doar la jumătate mai mare decât cea a valului pe tot parcursul zilei (1, -2), amplitudinea sa pe sol este de două ori mai mare. Aceasta indică suprimarea unei unde externe în comparație cu o undă internă.

Maree lunare de jumătate de zi

Valul lunar dominant al lunii este modul (2, 2). Depinde de ziua lunară locală. Amplitudinea sa maximă de presiune pe sol este de 6 Pa. O amplitudine atât de mică poate fi filtrată doar cu dificultate din zgomotul meteorologic. Acest mod este o undă internă, a cărei amplitudine crește exponențial cu altitudinea și este cu două ordine de mărime mai mari la o înălțime de 100 km decât la sol.

Curenți electrici

Sq stream

morfologie

Peste 100 de stații geomagnetice de pe pământ măsoară în mod regulat variațiile câmpului magnetic al pământului. Variațiile zilnice în timpul activității magnetice terestre calme selectate sunt utilizate pentru a forma o medie lunară. Un curent electric echivalent J în stratul dinamo ionosferic poate fi derivat din componenta orizontală a acestei valori medii ΔH. Puterea lui este

J = 2 ΔH / p = 1,6 ΔH

unde J (în miliamperi pe metru) este curentul electric într-un strat infinit subțire la o înălțime de aproximativ 120 km, ΔH (în nanotesla) este componenta orizontală observată a variației geomagnetice și μ este permeabilitatea spațiului liber. Direcția câmpului magnetic în raport cu curentul electric poate fi determinată cu regula din dreapta . Dacă degetul mare drept indică direcția curentului, atunci câmpul magnetic este direcționat în direcția degetelor curbate.

Trebuie să ținem cont de faptul că această relație nu este clară. În general, curenții electrici din ionosferă și magnetosferă sunt tridimensionali, iar un număr infinit de configurații de curent se potrivește cu câmpul magnetic măsurat pe sol. Prin urmare, măsurătorile câmpului magnetic mult deasupra suprafeței pământului sunt necesare pentru a obține o imagine clară.

Figura 1. Streamline ale curentului echivalent S ionosferic în timpul echinocțiilor (1957-1969) separate de 12 UT în curent primar (a) și curent secundar (b). Debit de 20 kA între două linii de curgere

Figura 1a arată curenții curentului electric echivalent Sq, priviți de la soare. Un curent total de 140 kA curge în fiecare vortex de curent zilnic.

Curentul rotativ Sq și interiorul conductiv electric al pământului se comportă ca un transformator uriaș cu stratul dinamic ca înfășurare primară și pământul ca înfășurare secundară. Deoarece curentul Sq se mișcă cu o perioadă de o zi, un curent secundar este indus în interiorul pământului, al cărui câmp magnetic este suprapus câmpului primar. Figura 1b prezintă acest curent secundar văzut de la soare. Amplitudinile câmpului magnetic ale acestui sistem de curent secundar sunt aproximativ o treime din câmpul primar. Asta înseamnă de fapt relația dintre curentul primar și câmpul magnetic

J ≈ ΔH

este. Puterea curentului Sq depinde de perioada anului. Vârtejul de vară este mai puternic decât vârtejul de iarnă. Există o dependență de lungime datorită câmpului magnetic înclinat al pământului în raport cu axa pământului. Dar valurile de maree interne care nu migrează care pătrund în stratul dinamic pot genera, de asemenea, variații ale curentului Sq. În timpul ciclului de 11 ani al activității solare, amplitudinea curentului Sq se poate modifica cu un factor de doi sau mai mulți. Două treimi din această fluctuație pot fi explicate prin schimbarea conductivității în cursul fluctuației activității solare. Restul poate depinde de fluctuația vântului solar. În timpul nopții, densitatea electronică a stratului E ionosferic scade. Prin urmare, centrul stratului dinamic se deplasează în sus.

Principalul generator al curentului Sq este valul de maree extern pe tot parcursul zilei (1, −2). Deoarece faza lor este constantă cu altitudinea, sistemul lor de vânt coerent independent de altitudine este deosebit de eficient, în timp ce vânturile valurilor interne interferează distructiv. O analiză Fourier arată că există o componentă de jumătate de zi care are o amplitudine de aproximativ 1/2 din amplitudinea componentei de zi întreagă, defazată cu 180 °. Acest lucru pare a fi rezultatul unei cuplări neliniare între vântul care variază toată ziua și conductivitatea care variază toată ziua. Centrul vortexului prezintă o variabilitate de zi cu zi. Acesta este rezultatul efectului valurilor de maree interne, precum și al condițiilor meteorologice, dar și al efectului activității solare

Un curent puternic al fasciculului, de aproximativ patru ori mai mare decât curentul Sq la latitudini medii, este observat în intervalul de aproximativ ± 150 km de la ecuatorul geomagnetic. Acest lucru este cauzat de influența conductivității capotului în apropierea ecuatorului.

In timpul unui episod acut solare , a crescut atinge radiației solare straturile D și E iononospheric pe partea zi. Acest lucru crește conductivitatea electrică, care devine vizibilă ca o mică umflătură a variației geomagnetice (efect de lumină solară geomagnetică, cunoscut și sub denumirea de croșetat ). În timpul unei eclipse de soare, se întâmplă opusul în zona umbrelor. Conductivitatea este redusă și se observă o ușoară scădere a variației geomagnetice (efect de eclipsă solară a câmpului magnetic al pământului). Ambele efecte pot fi observate numai în condiții de calm geomagnetic.

Pe măsură ce o puternică furtună geomagnetică dispare, un tip de curent anti-Sq numit Ddyn se dezvoltă pentru o perioadă scurtă de timp. Acesta este generat de încălzirea Joule în stratul dinamo polar ionosferic.

teorie

Figura 2. Diagrama bloc care ilustrează cuplarea dintre vântul orizontal U și presiunea p prin forța amperială j × B o și forța Lorentz U × B o . j este densitatea curentului electric, B o este câmpul magnetic al pământului, h este adâncimea echivalentă, σ este conductivitatea electrică și E este câmpul de polarizare electrică. Poarta B trebuie închisă pentru un calcul complet al sistemului cuplat. Poarta B rămâne deschisă în teoriile dinamice convenționale.

Pentru a calcula cantitativ efectul dinam al vântului de maree, se pornește de la componentele orizontale ale ecuației momentului ( ecuația Laplace ) împreună cu o ecuație pentru divergența vântului. În ecuația Laplace, forța inerțială, forța Coriolis , gradientul de presiune orizontală și forța amperială j × B o sunt în echilibru. Forța amperială cuplează densitatea curentului electric j cu sistemul de vânt și presiune. Curentul electric j respectă legea lui Ohm. Un câmp de polarizare electrică E este cauzat de separarea sarcinii și asigură faptul că sistemul curent este liber de divergențe. Feedback-ul dintre vânt și curentul electric are loc prin forța Lorentz U × B o . În general, tensorul de conductivitate electrică este σ cu un tensor de conductivitate integrat în înălțime Σ și densitatea de curent j cu un curent de suprafață integrat în înălțime J este înlocuit.

În teoriile dinamice convenționale, forța amperi este neglijată. Aceasta înseamnă că poarta B din Figura 2 este deschisă. Aceasta se numește dinam cinematic. Modelele cu poartă închisă B se numesc dinamo hidromagnetice. Influența cuplării reciproce dintre vânt și curent electric poate fi văzută imediat dacă se presupune o conductivitate electrică infinit de mare. În modelul cinematic, curentul electric ar fi infinit de mare, dar vântul ar rămâne neafectat. La modelul hidromagnetic, pe de altă parte, curentul electric atinge un maxim, similar cu un dinam tehnic în cazul unui scurtcircuit, în timp ce vântul scade la o valoare minimă. Separarea încărcării acționează ca o auto-impedanță care împiedică creșterea curentului electric la nesfârșit.

L curent

Curentul lunar (L) este mai slab decât curentul Sq cu un factor de aproximativ 20. Se comportă similar cu fluxul Sq cu diferența că există patru în loc de două vortexuri curente. În fiecare vortex de curent, curge un curent total mediu de aproximativ 4 kA. Fluctuațiile sale sezoniere sunt, de asemenea, similare cu cele ale curentului Sq. În timpul zilei, curentul L crește. El este foarte mic noaptea. Deci, există o modulație care depinde de faza lunară. Efectul geomagnetic al curentului L este deosebit de clar vizibil în zona ecuatorului geomagnetic, unde conductivitatea capotei determină creșterea semnificativă a acestui curent.

Fluxul DP1

Acțiunea vântului solar asupra magnetosferei creează un câmp de convecție electrică magnetosferică pe scară largă, care este orientat de la partea de dimineață la cea de seară. Diferența maximă de potențial electric este de aproximativ 15 kV cu activitate geomagnetică scăzută și semnificativ mai mare cu condiții perturbate. Un astfel de câmp forțează o separare a sarcinii pe ambele părți ale magnetopauzei . Un curent de descărcare electrică curge în partea de dimineață de-a lungul ultimelor linii de câmp deschis ale câmpului magnetic al Pământului în zonele aurorei ale stratului de dinam ionosferic, acolo în două benzi înguste spre partea de seară și înapoi spre partea de seară a magnetopauzei. Benzile curente care curg în stratul de dinam sunt numite curenți DP1 sau jeturi electrice polare. Chiar și în condiții de calm geomagnetic, pot atinge curenți de mai mulți megamperi . Pierderile ohmice rezultate și astfel încălzirea Joule sunt comparabile cu radiația solară XUV în latitudini medii și joase și semnificativ mai mari în condiții perturbate. Această sursă de căldură este responsabilă pentru crearea de termosfere puternice și furtuni ionosferice.

Fluxul DP2

Un câmp de convecție electrică magnetosferică conduce un sistem de curent electric cu două celule situat pe laturile de dimineață și de seară în regiunile polare ale stratului dinamic. Se numește flux DP2. Acest sistem actual există deja în condiții extrem de calme din punct de vedere geomagnetic și se numește apoi S q p . În esență, este format din curenți Hall.

Curentul inelului polar

Atunci când pământul se află într-un sector al câmpului magnetic interplanetar orientat departe de soare, plasma magnetosferică este încetinită în capacul polar nord și accelerată în capacul polar sudic. În cazul opus, capacul nordic este accelerat, iar capacul sudic este frânat. Această abatere de la co-rotație dispare în afara capacelor polare. Efectul magnetic asupra solului corespunde cu cel al unui curent polar Hall, care înconjoară polii la o distanță de aproximativ 10 ° distanța polului, în sensul acelor de ceasornic pentru un observator de pe pământ, în cazul unei structuri sectoriale interpolare care este îndreptată departe de soare, în sens invers acelor de ceasornic Capcana unei structuri sectoriale îndreptată spre soare.

literatură

Alte texte:

  • MC Kelly: Ionosfera Pământului: fizica plasmatică și electrodinamică . Presa Akademic, New York 2009.
  • G. Proelss și MK Bird: Fizica mediului spațial al Pământului: o introducere . Springer, Berlin 2010.
  • A. Brekke: Fizica atmosferei polare superioare . Springer, Berlin 2013.

Dovezi individuale

  1. ↑ a b c d e S. J. Chapman, J. Bartels: Geomagnetism. Clarendon Press, 1951.
  2. ↑ a b S. I. Akasofu: Physics of Magnetospheric Substorms. Reidel, Dordrecht, 1977.
  3. ↑ JP Heppner, ER în Dyer (ed.): Probleme critice ale fizicii magnetosferice. Nat. Acad. Sci., Washington, DC, 1972, p. 107.
  4. ^ Viggiano, AA și F. Arnold, în Volland, H. (ed.), „Manual de electrodinamică atmosferică”, Vol. 1, p. 1, CRC Press, Boca Raton, FL, 1995
  5. ^ Fejer, AA, Rev. Geophys., 2, 275, 1964
  6. ↑ Longuet-Higgins, MS, „Funcțiile proprii ale ecuațiilor de maree ale lui Laplace peste o sferă”, Phil. Trans. Roy. Soc. ", Londra, A262, p. 511, 1968
  7. ↑ a b Volland, H., "Marea atmosferică și valurile planetare", Kluwer Publ., Dordrecht, 1988
  8. ↑ a b Chapman, S. și RS Lindzen, „Marea atmosferică”, Kluwer Dordrecht, 1970
  9. ↑ Kohl, H. și JW King, J. Atm. Terr. Phys., 29, 1045, 1967
  10. ↑ Fukushima, N., Radio Sci., 6, 269, 1971
  11. ↑ Malin, SRC, Phil Trans. R. Soc., Londra, Ser. A 274, 551, 1973
  12. ↑ Forbes, JM, deloc., J. Geophys. Rez., Fizica spațiului, 113, 17, 2008
  13. ^ Matsushita, S. și WH Campell, WH (eds.), "Physics of Geomagnetic Phenomena", Vol. I și II, Academic Press, New York, 1967
  14. ↑ Kato, S., J. Geophys. Rez., 71, 3211, 1966
  15. ↑ a b c Volland, H., "Electrodinamica atmosferică", Kluwer, Dordrecht, 1984
  16. ↑ Forbes, JM, J. Geophys. Res. 87, 5222, 1988
  17. ↑ Richmond, A.DF. și SV Venkatesmaran, J. Geophys. Rez., 81, 139, 1971
  18. ↑ Wagner, CU, J. Atm. Terr. Phys., 25.529.163
  19. ↑ Blanc, M. și AD Richmond, J. Geophys. Rez., 85, 1669, 1980
  20. ↑ Zaka, K, .Z., Et all., Ann. Geophys., 27, 3523, 2009
  21. ↑ Richmond, AD, Geomagn. și Geoelectr. 31, 287, 1979
  22. ↑ Gerd W. Prölss, în: H. Volland (ed.): Manual de electrodinamică atmosferică. Vol. II, CRC Press, Boca Raton, FL, 1995, p.195
  23. ^ Gerd W. Prölss: Perturbări de densitate în atmosfera superioară cauzate de disiparea energiei solare eoliene . În: Sondaje în geofizică . bandă 32 , nr. 2 , 3 decembrie 2010, p. 101-195 , doi : 10.1007 / s10712-010-9104-0 .
  24. ^ Nishida, A. și S. Kokubun, Rev. Geophys. Space Sci., 9, 417, 1971
  25. ↑ Svalgaard, L., J. Geophys. Rez., 78, 2064, 1973