En la región de altura entre aproximadamente 85 y 200 km de altitud en la Tierra, el plasma ionosférico es conductor de electricidad. Los vientos de marea atmosféricos debidos al calentamiento solar diferencial o debido a la fuerza gravitacional lunar 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 calma magnetosférica. Se denominan variaciones Sq (S = solar; q = tranquilo) y variaciones L (L = lunar) del campo geomagnético. Las corrientes eléctricas adicionales son generadas por el campo de convección eléctrica magnetosférico variable . Estas son las corrientes DP1 (los electrochorros aurorales) y las corrientes polares DP2. [2] Finalmente, a partir de las observaciones se ha derivado una corriente de anillo polar que depende de la polaridad del campo magnético interplanetario . [3] Estas variaciones geomagnéticas pertenecen a la denominada parte externa del campo geomagnético . Sus amplitudes alcanzan como máximo alrededor del 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 en la atmósfera inferior y media y hacen que el gas sea conductor de electricidad. Los electrones se adhieren rápidamente a partículas neutras formando iones negativos. Los iones positivos tienen en su mayoría una carga simple. La conductividad eléctrica depende de la movilidad de los iones. Esa movilidad es proporcional a la densidad recíproca del aire. Por lo tanto, la conductividad eléctrica aumenta casi exponencialmente con la altitud. Los iones se mueven con el gas neutro, lo que hace que la conductividad sea isotrópica . [4]
Sin embargo, a alturas entre 85 y 200 km (la región del dinamo), la radiación solar X y la radiación ultravioleta extrema (XUV) se absorben casi por completo, lo que genera las capas ionosféricas D, E y F. Aquí, los electrones ya están ligados al campo geomagnético y giran varias veces alrededor de estas líneas antes de colisionar con los neutros, mientras que los iones positivos siguen moviéndose esencialmente con el gas neutro. Por lo tanto, la conductividad eléctrica se vuelve anisotrópica . 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 Hall . Las pérdidas óhmicas y, por lo tanto, el calentamiento Joule se producen cuando fluyen corrientes de Pedersen. El componente paralelo a B o sigue aumentando con la altitud. Cerca del ecuador de inclinación geomagnética, un campo eléctrico dirigido de oeste a este genera corrientes 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 altitudes de 120 a 140 km con valores de aproximadamente 1 mS/m durante condiciones de luz solar. Durante la noche, estos valores 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 Ohm durante las condiciones diurnas. [5]
En las regiones aurorales que se encuentran entre aproximadamente 15° y 20° de co-latitud geomagnética y las latitudes correspondientes en el hemisferio sur, las partículas de alta energía que precipitan desde la magnetosfera ionizan el gas neutro, en particular a alturas de alrededor de 110 a 120 km, y aumentan sustancialmente la conductividad eléctrica. Durante las condiciones de perturbación magnetosférica, esta mejora de la conductividad se hace 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 del dinamo se vuelve demasiado resistiva, lo que lleva a la retroalimentación ionosférica , [6] que es responsable de una mayor ocurrencia de auroras con 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 solo pueden girar alrededor de las líneas de fuerza geomagnéticas, o desplazarse 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 solo pueden existir campos eléctricos ortogonales a B o (ver magnetosfera ).
Las mareas atmosféricas son ondas a 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 puede excitar un número infinito de modos de ondas atmosféricas. Sin embargo, como la guía de ondas es imperfecta, solo los modos de grado más bajo con grandes escalas horizontales y verticales pueden desarrollarse lo suficientemente bien como para que puedan filtrarse del ruido meteorológico. Son soluciones de la ecuación de Laplace [8] y se denominan funciones de Hough . Se pueden aproximar 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 solo pueden existir durante períodos mayores a 12 horas. Las ondas de marea pueden ser internas (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 externas (ondas evanescentes) con valores propios negativos y longitudes de onda verticales infinitamente grandes, lo que significa que sus fases permanecen constantes con la altitud. Estos modos de onda externos 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 con el aumento del 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 se etiquetan como (m, n). Los números pares de n corresponden a ondas simétricas con respecto al ecuador, y los números impares a ondas antisimétricas.
A alturas termosféricas, la disipación de las ondas atmosféricas se vuelve significativa, de modo que por encima de unos 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 en el armónico esférico P 1 1 (θ), el modo (2, 2) se convierte en P 2 2 (θ), con θ como co-latitud, etc. [9] Las mareas atmosféricas son observadas por radares dentro y por encima de la región del dinamo ionosférico en la termosfera , y pueden simularse mediante modelos de circulación general , aunque los mecanismos de excitación de estas mareas están actualmente en debate. [10]
El modo de marea solar diurno fundamental que coincide óptimamente 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 de presión máxima en el suelo es de aproximadamente 60 hPa. [11] Sin embargo, dentro de la termosfera , 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 que aumentan con la actividad geomagnética. [12] La onda solar semidiurna 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 de la del modo (1, -2), su amplitud en el suelo es mayor por un factor de dos. Esto indica el efecto de supresión de ondas externas, en este caso por un factor de cuatro. [9]
La marea lunar migratoria dominante es del tipo (2, 2) que depende de la hora local lunar . Su amplitud máxima de presión cerca del suelo es de 6 Pa, que está muy por debajo del ruido meteorológico. Por lo tanto, no es sencillo detectar una señal tan pequeña. [11] Debido a que es una onda interna, su amplitud aumenta con la altitud, alcanzando valores a 100 km de altura dos órdenes de magnitud mayores que en el suelo.
Más de 100 observatorios geomagnéticos en todo el mundo miden regularmente las variaciones del campo magnético de la Tierra . Las variaciones diarias durante días seleccionados de actividad geomagnética tranquila se utilizan para determinar una media mensual. A partir del componente horizontal ΔH de dichos datos, se puede derivar un sistema de corriente eléctrica superficial equivalente correspondiente a alturas de capa de dinamo de intensidad
J = 2 ΔH/μ = 1,6 ΔH
donde J (en miliamperios/metro) es la corriente eléctrica superficial, ΔH (en nanoTesla) es el componente horizontal observado de la variación geomagnética y μ es la permeabilidad eléctrica del espacio libre. [1] La dirección del campo magnético en relación con la corriente se puede determinar mediante una sencilla regla empírica: 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 terreno. [13] Las mediciones magnéticas en el espacio son necesarias para obtener una imagen realista.
La figura 1a muestra las líneas de corriente de una corriente Sq equivalente vista desde el Sol al mediodía. Esta configuración de corriente está fijada al Sol, mientras que la Tierra gira debajo de él. Una corriente total de aproximadamente 140 kA fluye dentro de un vórtice diurno. La corriente Sq rotatoria y el interior de la Tierra, que es conductor de electricidad, se comportan como un gran 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 dentro del 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 desplazada en fase. La figura 1b muestra ese componente secundario. La relación entre la corriente laminar y el componente magnético dada anteriormente ahora tiene simplemente el valor uno.
La corriente Sq depende de la estación. El vórtice de verano se intensifica en comparación con el vórtice de invierno y llega hasta el hemisferio invernal. Existe una dependencia longitudinal de la corriente Sq que está relacionada con el componente dipolar inclinado del campo magnético interno, pero probablemente también con las olas de marea no migratorias desde abajo. [15] En el curso 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 resultar de la mejora de la conductividad eléctrica con la actividad solar. El resto probablemente se deba al aumento de la velocidad del viento causado por el aumento de la temperatura con el aumento de la actividad solar. Durante la noche, la densidad electrónica de la capa E de la ionosfera disminuye mucho más fuertemente que la de la capa F. Por lo tanto, el centro de altura de la región del dinamo se desplaza hacia arriba. [16]
El principal impulsor de la corriente Sq es el modo de onda de marea externa (1, -2). Debido a su fase constante con la altitud, es más eficiente para 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 un componente semidiurno con una amplitud de 1/2 de la del componente diurno, desfasado 180°. Esto parece ser el resultado del 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 de un día para otro. Esto se puede atribuir a los modos de marea internos que son sensibles a las condiciones meteorológicas variables en la atmósfera inferior y media, en parte también a la actividad solar.
Cerca del ecuador de inclinación (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 por un factor de aproximadamente cuatro se debe a la conductividad de Cowling. Durante una llamarada solar , las ráfagas de radiación solar del entorno de una mancha solar activa alcanzan la atmósfera superior, principalmente en las alturas de 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 de Sq disminuyen en unos pocos nT en esa área. [21] Se llama efecto de eclipse solar geomagnético. Ambos eventos solo se pueden observar durante una actividad geomagnética tranquila.
Como consecuencia de fuertes perturbaciones magnetosféricas, un sistema de corriente se convierte en una corriente cuasi anti-Sq. Se genera por el calentamiento Joule en la termosfera polar . [22] [23] Este sistema de corriente se llama Ddyn.
Para determinar cuantitativamente la acción dinamo del viento neutro U , se comienza con la ecuación del momento horizontal del viento junto con una ecuación para la divergencia del viento. La ecuación del momento equilibra la fuerza inercial, la fuerza de Coriolis y el gradiente horizontal de presión p. Además, la fuerza de Ampere 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 por separación de carga para imponer la condición de que no haya fuentes ni sumideros de la corriente. La retroalimentación entre el viento y la corriente eléctrica se produce a través de 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 laminar integrada en altura J. [24]
En los modelos convencionales, se desprecia la fuerza de Ampere. Esto significa que la compuerta B en la Figura 2 está abierta. Esto se llama dinamo cinemático. Los modelos con la compuerta B cerrada se llaman dinamos hidromagnéticos. La influencia del acoplamiento mutuo entre el viento y la corriente se puede ver inmediatamente si se considera una conductividad eléctrica infinitamente grande σ. En el modelo cinemático, la corriente eléctrica se volvería infinitamente grande, mientras que la amplitud del viento permanece constante. En el modelo hidromagnético, la corriente alcanza un límite superior, similar a un dinamo técnico 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 evita 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 que impulsa 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 se ve fuertemente aumentada, mientras que se acerca a cero durante la noche. Por lo tanto, la corriente L exhibe, además, una modulación que depende de la fase lunar. [1] El efecto geomagnético de la corriente L se puede ver mejor cerca del ecuador de buzamiento, 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 magnetosférico 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 perturbadas. La separación de carga tiene lugar en la magnetopausa . Esta área está conectada con la región dinamo ionosférica a través de las primeras líneas de campo geomagnético abiertas 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 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 megaamperios. [2] Las pérdidas óhmicas y, por lo tanto, el calentamiento Joule de estas corrientes es comparable con el debido a la entrada de calor XUV solar en latitudes medias y bajas durante condiciones tranquilas y mucho mayor durante condiciones perturbadas. Por lo tanto, domina la dinámica ionosférica y termosférica y causa tormentas ionosféricas y termosféricas [25] [26]
El campo de convección eléctrica magnetosférico genera una corriente de dos celdas dentro de la copa polar con sus vórtices situados en el lado matutino y vespertino. Se denomina corriente DP2. Esta corriente ya existe durante condiciones tranquilas (S q p ) y se intensifica durante condiciones perturbadas. Está compuesta principalmente por corrientes eléctricas de Hall. [1] [27]
Si el componente azimutal del campo magnético interplanetario (IMF) se dirige hacia el anochecer, el plasma magnetosférico se ralentiza en el casquete polar norte y se acelera en el casquete polar sur. Si el componente azimutal del IMF 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 Hall ionosférica a unos 10 ° de distancia polar que rodea los polos magnéticos en el sentido de las agujas del reloj, como lo ve un observador que se encuentra en el suelo durante los sectores interplanetarios con campos que apuntan en dirección opuesta al Sol, y en sentido contrario a las agujas del reloj durante la polaridad hacia el sector [19] [28]
Medios relacionados con la región dinamo ionosférica en Wikimedia Commons