En la zona elevada de la Tierra, entre 85 y 200 km aproximadamente, el plasma ionosférico es conductor de electricidad. Los vientos de marea atmosféricos debidos al calentamiento solar diferencial o al forzamiento lunar gravitacional mueven el plasma ionosférico contra las líneas del campo geomagnético, generando así campos eléctricos y corrientes como una bobina de dinamo que se mueve contra las líneas del campo magnético. Por lo tanto, esa región se llama región de dinamo ionosférica . [1] La manifestación magnética de estas corrientes eléctricas en el suelo se puede observar durante condiciones de silencio magnetosférico. Se denominan variaciones Sq (S=solar; q=tranquilo) y variaciones L (L=lunar) del campo geomagnético. El campo de convección eléctrico magnetosférico variable genera corrientes eléctricas adicionales . Estas son las corrientes DP1 (los electrochorros aurorales) y las corrientes polares DP2. [2] Finalmente, de las observaciones se dedujo una corriente de anillo polar que depende de la polaridad del campo magnético interplanetario . [3] Estas variaciones geomagnéticas pertenecen a la llamada parte externa del campo geomagnético . Sus amplitudes alcanzan como máximo aproximadamente el 1% del campo geomagnético interno principal B o .
El material radiactivo del suelo y los rayos cósmicos galácticos ionizan una pequeña fracción del gas atmosférico dentro de la atmósfera media y baja y hacen que el gas sea eléctricamente conductor. Los electrones se adhieren rápidamente a partículas neutras formando iones negativos. Los iones positivos en su mayoría tienen carga única. La conductividad eléctrica depende de la movilidad de los iones. Esa movilidad es proporcional a la densidad recíproca del aire. Por tanto, la conductividad eléctrica aumenta casi exponencialmente con la altitud. Los iones se mueven con el gas neutro haciendo que la conductividad sea isotrópica . [4]
Sin embargo, en alturas entre 85 y 200 km aproximadamente (la región de la dinamo), la radiación solar X y la radiación ultravioleta extrema (XUV) se absorben casi por completo generando las capas ionosféricas D, E y F. Aquí los electrones ya están ligados al campo geomagnético que gira varias veces alrededor de estas líneas antes de chocar con los neutros, mientras que los iones positivos todavía se mueven esencialmente con el gas neutro. Por tanto, la conductividad eléctrica se vuelve anisótropa . La conductividad paralela a un campo eléctrico E se llama conductividad de Pedersen . La conductividad ortogonal a E y al campo geomagnético B o es la conductividad de Hall . Cuando fluyen corrientes de Pedersen se producen pérdidas óhmicas y, por tanto, calentamiento Joule . La componente paralela a B o todavía aumenta con la altitud. Cerca del ecuador geomagnético, un campo eléctrico dirigido de oeste a este genera corrientes de Hall verticales que no pueden cerrarse. Por lo tanto, se acumula un campo de polarización vertical que genera una corriente Hall horizontal que se suma a la corriente de Pedersen. Esta mejora se describe mediante la conductividad de Cowling . Las conductividades de Pedersen y Hall alcanzan valores máximos cerca de 120 a 140 km de altitud con cifras de aproximadamente 1 mS/m en condiciones de iluminación solar. Durante la noche, estos números pueden disminuir en un factor de diez o más. Los valores de estas conductividades dependen de la hora local, la latitud, la estación y el ciclo solar de 11 años. Las conductividades integradas en altura llegan a ser del orden de 50 S, o una resistencia total de la región de la dinamo de aproximadamente 1/50 = 0,02 ohmios durante las condiciones diurnas. [5]
En las regiones aurorales que se encuentran entre aproximadamente 15° y 20° de colatitud geomagnética y las latitudes correspondientes en el hemisferio sur, la precipitación de partículas de alta energía de la magnetosfera ioniza el gas neutro, en particular a alturas de entre 110 y 120 km, y aumenta la conductividad eléctrica sustancialmente. Durante condiciones de perturbación magnetosférica, este aumento de la conductividad se vuelve mucho mayor y las regiones aurorales se mueven hacia el ecuador. [2] En condiciones de baja conductividad eléctrica, por ejemplo, durante la noche y durante el invierno, la región de la dinamo se vuelve demasiado resistiva, lo que lleva a la retroalimentación ionosférica , [6] que es responsable de una mayor aparición de auroras bajo poca luz solar. [7]
A alturas superiores a unos 200 km, las colisiones entre neutros y plasma se vuelven raras, de modo que tanto los iones como los electrones sólo pueden girar alrededor de las líneas de fuerza geomagnéticas, o derivar ortogonalmente a E y B o . La conductividad paralela es tan grande que las líneas de fuerza geomagnéticas se convierten en líneas de potencial eléctrico, y sólo pueden existir campos eléctricos ortogonales a B o (ver magnetosfera ).
Las mareas atmosféricas son ondas de escala global excitadas por el calentamiento diferencial solar regular (mareas térmicas) o por la fuerza de marea gravitacional de la Luna (mareas gravitacionales). La atmósfera se comporta como una enorme guía de ondas cerrada en la parte inferior (la superficie de la Tierra) y abierta al espacio en la parte superior. En una guía de ondas de este tipo se pueden excitar un número infinito de modos de ondas atmosféricas. Sin embargo, debido a que la guía de ondas es imperfecta, sólo los modos de menor grado con grandes escalas horizontales y verticales pueden desarrollarse lo suficientemente bien como para poder filtrarlos del ruido meteorológico. Son soluciones de la ecuación de Laplace [8] y se denominan funciones de Hough . Estos pueden aproximarse mediante una suma de armónicos esféricos .
Existen dos tipos de modos de onda: ondas de clase 1 (a veces llamadas ondas de gravedad) y ondas de clase 2 (ondas rotacionales). Las ondas de clase 2 deben su existencia al efecto Coriolis y sólo pueden existir durante períodos superiores a 12 horas. Los maremotos pueden ser internos (ondas viajeras) con valores propios positivos (o profundidad equivalente) que tienen longitudes de onda verticales finitas y pueden transportar energía de las olas hacia arriba, o externos (ondas evanescentes) con valores propios negativos y longitudes de onda verticales infinitamente grandes, lo que significa que sus fases permanecen constantes. con altitud. Estos modos de ondas externas no pueden transportar energía de las olas y sus amplitudes disminuyen exponencialmente con la altura fuera de sus regiones de origen. Cada modo se caracteriza por cuatro números: el número de onda zonal n, positivo para las ondas de clase 1 y negativo para las ondas de clase 2 (sus estructuras meridionales se vuelven cada vez más complejas a medida que aumenta el número n), un número de onda meridional m, el valor propio y el período. , en nuestro caso un día solar o lunar , respectivamente. Los modos están etiquetados como (m, n). Los números pares de n corresponden a ondas simétricas con respecto al ecuador, y los impares a ondas antisimétricas.
En alturas termosféricas, la disipación de las ondas atmosféricas se vuelve significativa, de modo que por encima de los 150 km de altitud, todos los modos de onda se convierten gradualmente en ondas externas y las funciones de Hough degeneran en armónicos esféricos ; por ejemplo, el modo (1, -2) se desarrolla al armónico esférico P 1 1 (θ), el modo (2, 2) se convierte en P 2 2 (θ), siendo θ la co-latitud, etc. [9] Las mareas atmosféricas son observado por radares dentro y por encima de la región de la dinamo ionosférica en la termosfera , y puede simularse mediante modelos de circulación general , aunque los mecanismos de excitación de estas mareas están actualmente en debate. [10]
El modo de marea diurno solar fundamental que coincide de manera óptima con la configuración de entrada de calor solar y, por lo tanto, se excita más fuertemente es el modo (1, -2). Depende de la hora local y viaja hacia el oeste con el Sol. Es un modo externo de clase 2. Su amplitud máxima de presión en el suelo es de unos 60 hPa. [11] Dentro de la termosfera , sin embargo, se convierte en el modo predominante, alcanzando amplitudes de temperatura en la exosfera de al menos 140 K y vientos horizontales del orden de 100 m/s y más, aumentando con la actividad geomagnética. [12] La onda semidiurna solar más grande es el modo (2, 2) con amplitudes de presión máximas cerca del suelo de 120 hPa. Es una onda interna de clase 1. Su amplitud aumenta con la altitud. Aunque su excitación solar es la mitad que la del modo (1, -2), su amplitud en el suelo es mayor en un factor de dos. Esto indica el efecto de supresión de ondas externas, en este caso en un factor de cuatro. [9]
La marea lunar migratoria dominante es el modo (2, 2) dependiendo de la hora local lunar . Su amplitud de presión máxima cerca del suelo es de 6 Pa, muy por debajo del ruido meteorológico. Por tanto, no es sencillo detectar una señal tan pequeña. [11] Al tratarse de una onda interna, su amplitud aumenta con la altitud, alcanzando valores a 100 km de altura dos órdenes de magnitud mayores que en tierra.
Más de 100 observatorios geomagnéticos en todo el mundo miden periódicamente las variaciones del campo magnético terrestre . Las variaciones diarias durante días seleccionados de actividad geomagnética tranquila se utilizan para determinar una media mensual. A partir de la componente horizontal ΔH de dichos datos, se puede derivar un correspondiente sistema de corriente de lámina eléctrica aérea equivalente a alturas de resistencia de la capa de dinamo.
J = 2 ΔH/μ = 1,6 ΔH
con J (en miliAmperios/metro) la corriente eléctrica de la lámina aérea, ΔH (en nanoTesla) la componente horizontal observada de la variación geomagnética y μ la permeabilidad eléctrica del espacio libre. [1] Se puede determinar la dirección del campo magnético con respecto a la corriente mediante una simple regla general: si el pulgar de la mano derecha apunta en la dirección de la corriente, los dedos curvados indican la dirección del campo magnético asociado. .
Hay que tener en cuenta que esta relación no es única. En general, las corrientes eléctricas dentro de la ionosfera y la magnetosfera son tridimensionales y un número infinito de configuraciones de corriente se ajustan a las variaciones geomagnéticas observadas en el suelo. [13] Las mediciones magnéticas en el espacio son necesarias para obtener una imagen realista.
La Figura 1a muestra las corrientes de corriente de una corriente Sq equivalente vista desde el Sol al mediodía. Esta configuración actual está fijada al Sol, mientras la Tierra gira debajo de él. Dentro de un vórtice diurno fluye una corriente total de aproximadamente 140 kA. La corriente Sq giratoria y el interior de la Tierra, conductor de electricidad, se comportan como un enorme transformador con la región de la dinamo como devanado primario y la Tierra como devanado secundario. Dado que la corriente Sq varía con el período básico de un día, se inducen corrientes eléctricas en el interior de la Tierra. El campo magnético de esta corriente secundaria se superpone al campo magnético de la corriente Sq primaria. Los métodos para separar ambos componentes se remontan a Gauss . La amplitud de la corriente secundaria es aproximadamente 1/3 de la de la corriente primaria y está ligeramente desfasada. La Figura 1b muestra ese componente secundario. La relación entre la corriente de la lámina y el componente magnético dada anteriormente ahora tiene simplemente el valor uno.
La corriente Sq depende de la temporada. El vórtice de verano se intensifica en comparación con el vórtice de invierno y llega al hemisferio invernal. Existe una dependencia longitudinal de la corriente Sq que está relacionada con la componente dipolar inclinada del campo magnético interno, pero probablemente también con los maremotos que no migran desde abajo. [15] En el transcurso del ciclo solar de 11 años , la amplitud de Sq aumenta en un factor de más de dos desde el mínimo de manchas solares hasta el máximo de manchas solares. Dos tercios de este aumento pueden deberse al aumento de la conductividad eléctrica con la actividad solar. El resto probablemente se deba al aumento de la velocidad del viento provocado por el aumento de la temperatura con el aumento de la actividad solar. Durante la noche, la densidad electrónica de la capa E ionosférica disminuye mucho más que la de la capa F. Por lo tanto, el centro de altura de la región de la dinamo se desplaza hacia arriba. [16]
El principal impulsor de la corriente Sq es el modo de maremoto externo (1, -2). Debido a su fase constante con la altitud, es más eficiente impulsar vientos coherentes a la altura de la capa de dinamo, [17] mientras que las corrientes generadas por los modos internos interfieren destructivamente a varias alturas. [18] Un análisis de Fourier muestra una componente semidiurna con una amplitud de 1/2 de la de la componente diurna, desfasada 180°. Esto parece ser el resultado de un acoplamiento no lineal entre el producto del viento que varía diurnamente y la conductividad que varía diurnamente. [19] Los centros de los vórtices diurnos muestran una variabilidad diaria. Esto se debe a los modos de marea internos, que son sensibles a las diferentes condiciones meteorológicas en la atmósfera baja y media, y en parte también a la actividad solar.
Cerca del ecuador de inmersión (donde las líneas del campo geomagnético son horizontales), se puede observar una fuerte banda de corrientes que fluyen hacia el este en un rango de aproximadamente 150 km desde el ecuador. [1] Tal aumento de la corriente Sq en un factor de aproximadamente cuatro se debe a la conductividad del Cowling. Durante una erupción solar , las ráfagas de radiación solar del entorno de una mancha solar activa alcanzan la atmósfera superior, principalmente en las capas E y D, y duran como máximo una hora. La conductividad eléctrica aumenta y la corriente Sq aumenta en el hemisferio diurno. Se produce un pequeño aumento, llamado efecto de llamarada solar geomagnética o crochet. [20] Durante un eclipse solar , la conductividad eléctrica disminuye en la región de sombra, y la corriente Sq y, por lo tanto, la variación Sq disminuye en unos pocos nT en esa área. [21] Se llama efecto de eclipse solar geomagnético. Ambos eventos sólo pueden observarse durante una actividad geomagnética tranquila.
Como consecuencia de fuertes perturbaciones magnetosféricas, un sistema de corriente se convierte en una cuasi corriente anti-Sq. Se genera por calentamiento Joule en la termosfera polar . [22] [23] Este sistema actual se llama Ddyn.
Para determinar cuantitativamente la acción de la dinamo del viento neutro U , se parte de la ecuación del momento horizontal del viento junto con una ecuación para la divergencia del viento. La ecuación del momento equilibra la fuerza de inercia, la fuerza de Coriolis y el gradiente horizontal de presión p. Además, la fuerza en amperios J x B o acopla la densidad de corriente eléctrica j al sistema de viento y presión. La profundidad equivalente h (el valor propio del modo de marea) determina la divergencia del viento. La corriente eléctrica debe obedecer la ley de Ohm . Se genera un campo de polarización eléctrica E mediante la separación de cargas para hacer cumplir la condición de que no haya fuentes ni sumideros de corriente. La retroalimentación entre el viento y la corriente eléctrica se produce mediante la fuerza de Lorentz U x B. Por lo general, el tensor de conductividad eléctrica σ se considera como un conjunto de datos dado, y se aplican un tensor de conductividad integrado en altura Σ y una corriente de lámina J integrada en altura. [24]
En los modelos convencionales, se desprecia la fuerza en amperios. Esto significa que la puerta B en la Figura 2 está abierta. Esto se llama dinamo cinemática. Los modelos con puerta B cerrada se denominan dinamos hidromagnéticos. La influencia del acoplamiento mutuo entre el viento y la corriente se puede ver inmediatamente si se considera una conductividad eléctrica σ infinitamente grande. En el modelo cinemático, la corriente eléctrica sería infinitamente grande, mientras que la amplitud del viento permanece constante. En el modelo hidromagnético, la corriente alcanza un límite superior, similar a una dinamo técnica durante un cortocircuito, mientras que la amplitud del viento se reduce a una fracción de su valor original. La separación de carga actúa como una autoimpedancia que impide que la corriente se vuelva infinitamente grande. [19]
Las corrientes lunares (L) son más débiles en un factor de aproximadamente 20 que las corrientes Sq. El componente dominante del viento para impulsar estas corrientes es el modo de marea (2, 2). La corriente L tiene una forma similar a la corriente Sq, con la diferencia de que salen cuatro vórtices en lugar de dos. En cada vórtice fluye una corriente total de aproximadamente 4 kA. La variación estacional de L es similar a la de Sq. Durante las horas de luz solar, L aumenta fuertemente, mientras que se acerca a cero durante la noche. Así, la corriente L presenta, además, una modulación dependiendo de la fase lunar. [1] El efecto geomagnético de la corriente L se puede ver mejor cerca del ecuador de inmersión, donde la conductividad de Cowling aumenta fuertemente esa corriente. [1]
La interacción entre el plasma del viento solar y el campo geomagnético polar produce un campo de convección eléctrica magnetosférica a escala global dirigido desde el amanecer hasta el anochecer con una diferencia de potencial de aproximadamente 15 kV durante condiciones magnetosféricas tranquilas, que aumenta sustancialmente durante condiciones de perturbación. La separación de cargas tiene lugar en la magnetopausa . Esta zona está conectada con la región de la dinamo ionosférica a través de las primeras líneas abiertas del campo geomagnético con un punto de apoyo dentro de las regiones aurorales. Por lo tanto, las corrientes de descarga eléctrica pueden fluir a través de corrientes alineadas con el campo como dos pequeñas bandas dentro de la capa de dinamo de la zona auroral, tanto en el hemisferio diurno como en el nocturno. Estas corrientes se denominan corriente DP1 o electrochorros aurorales. Sus magnitudes son del orden de Mega Amperios. [2] Las pérdidas óhmicas y, por lo tanto, el calentamiento Joule de estas corrientes son comparables con las debidas a la entrada de calor solar XUV en latitudes medias y bajas durante condiciones tranquilas y mucho mayores durante condiciones perturbadas. Por tanto, domina la dinámica ionosférica y termosférica y provoca tormentas ionosféricas y termosféricas [25] [26]
El campo de convección eléctrica magnetosférica impulsa una corriente de dos células dentro de la copa polar con sus vórtices situados en el lado de la mañana y en el lado de la tarde. Se llama corriente DP2. Esa corriente ya existe durante condiciones de silencio (S q p ) y aumenta durante condiciones de perturbación. Está compuesto principalmente por corrientes eléctricas Hall. [1] [27]
Si el componente azimutal del campo magnético interplanetario (FMI) se dirige hacia el crepúsculo, el plasma magnetosférico se ralentiza en el casquete polar norte y se acelera en el casquete polar sur. Si el componente azimutal del FMI se dirige hacia el amanecer, la situación se invierte. Esta desviación de la co-rotación desaparece en latitudes más bajas. El efecto magnético sobre el suelo dentro de las regiones polares corresponde a una corriente ionosférica de Hall a unos 10 ° de distancia polar que rodea los polos magnéticos en el sentido de las agujas del reloj, vista por un observador parado en el suelo durante los sectores interplanetarios con campos apuntando en dirección opuesta al Sol. y en sentido antihorario durante la polaridad hacia el sector [19] [28]
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