El Sol y la Tierra

Una relación tormentosa

Javier Otaola, Blanca Mendoza, Pérez Román

• Editorial: Fondo de Cultura Económica
• Año: 2013
• ISBN:
  9786071603685
• Categoría: Ciencias físicas
• Categoría: Astronomía y astrofísica

El propósito que se persigue es ofrecer un panorama general de lo que constituyen las relaciones del Sol con la Tierra y lo complicado de su carácter. Se trata de un sistema complejo en el que interactúan el astro rey y nuestro planeta, e intervienen, además, la heliosfera, la magnetosfera, la ionosfera y la atmósfera terrestre, que no integran un todo sencillo.

IV. El campo geomagnético:
un elemento importante en las relaciones solar-terrestres

BREVE RESEÑA HISTÓRICA

EN 1576, Robert Norman, un constructor de instrumentos para barcos, escribió un pequeño panfleto describiendo un importante descubrimiento: mientras que una aguja no magnetizada (no imantada) permanecía perfectamente balanceada, al magnetizarla (al imantarla) abandonaba su posición horizontal. Montándola de manera que pudiera girar libremente en el plano vertical del norte magnético (como primera aproximación el plano horizontal paralelo a la superficie), observó que la aguja se inclinaba alrededor de 70 grados.

En esa época, William Gilbert, físico de la reina Isabel I, y contemporáneo de Shakespeare, pasaba muchas de sus horas libres realizando experimentos sobre magnetismo y electricidad estática. En 1600 publicó, en latín, su famoso tratado De Magnete, en el cual, además de reseñar sus descubrimientos, revisaba lo que se había escrito sobre el tema con anterioridad, y refutaba todo aquello que hoy llamaríamos pseudociencia. Mediante imanes pequeñísimos exploró el campo superficial de una esfera de magnetita; trazó en ella las líneas de la componente tangencial de la fuerza magnética, como lo había hecho más de tres siglos antes Petrus Peregrinus (1269), quien vio que esas líneas convergían en dos puntos opuestos, que llamó polos. Gilbert notó también cómo esos pequeñísimos imanes se inclinaban a diferentes ángulos a distintas latitudes relativas a esos polos. Recordando el descubrimiento de Norman, su imaginación le permitió salvar las diferencias de escalas e inició la ciencia que hoy llamamos geomagnetismo, al escribir: Magnus magues ipse est globus terrestris.[1]

La más antigua consecuencia que se conoce del magnetismo terrestre es la brújula, aparato de gran importancia en la navegación. Ésta era conocida y había sido usada por siglos, antes de que Gilbert viera que la causa se encontraba en el interior de la Tierra y no, como muchos habían supuesto, en los cielos.

En 1635 Gellibrand mostró que el campo magnético de la Tierra cambiaba lentamente. De hecho, en Londres la brújula se movió constantemente hacia el oeste por 220 años, de 11° E en 1580 a 24° W en 1800; también, durante el último siglo, el momento magnético[2] de la Tierra disminuyó 5%. Hoy en día puede estar incrementándose de nuevo.

Durante el periodo de 1698 a 1700 Edmond Halley realizó el primer estudio magnético en el Océano Atlántico norte y en el sur, produciendo en 1701 la primera carta magnética oceánica. Un año después, basado en muchas observaciones de la dirección de la brújula hechas por otros marinos, publicó la primera carta magnética mundial.

Pero no fue sino hasta 1832 cuando el geomagnetismo alcanza el carácter de ciencia exacta con el gran científico alemán Carl Friedrich Gauss, quien además de mostrar cómo medir la intensidad magnética en unidades absolutas, y establecer en Gotinga, Alemania, el primer observatorio magnético, realizó en 1838 un análisis matemático en el que mostraba que más de 95% del campo geomagnético se origina en el interior de la Tierra y únicamente el 5% restante tiene fuentes externas.

LA TIERRA COMO UNA SIMPLE BARRA IMANTADA

En una simplificación, o primera aproximación, el campo magnético de la Tierra puede ser descrito como parecido al de una pequeña barra de imán, supuestamente localizada cerca del centro de la Tierra (figura 14). El eje a lo largo de la barra de imán se conoce como eje magnético, el cual si lo extendemos hasta que emerja en la superficie terrestre lo hará en dos puntos conocidos como polos magnéticos. El polo que se encuentra en el hemisferio norte se llama polo magnético norte; el del hemisferio sur polo magnético sur. El eje magnético está inclinado 11° con respecto al eje geográfico de la Tierra, de manera que el polo magnético norte se encuentra en el Ártico a aproximadamente una latitud de 75.6° N y 101° W de longitud, mientras que el polo magnético sur está en la Antártida a 66.3° S de latitud y 141° E de longitud. La posición de estos polos tiene pequeños corrimientos diarios y estacionales, debido principalmente a variaciones transitorias del campo magnético terrestre, de ahí que las posiciones arriba indicadas no sean las actuales sino las aproximadas para 1965.

Figura 14. Las líneas de fuerza del campo magnético de la Tierra son mostradas en un corte longitudinal que pasa a través del eje magnético. La letra M designa magnético y la G geográfico. Las flechas en la superficie de la Tierra muestran la inclinación de la brújula.

Si localizamos estos polos en un globo terráqueo veremos que los puntos no son antípodas[3] y que el eje magnético, por lo tanto, no pasa por el centro de la Tierra (véase la figura 14). Se trata pues, de un dipolo que recibe el nombre de excéntrico. El eje magnético pasa por un punto que se localiza directamente por debajo del Océano Pacífico medio, a unos 340 km del centro de la Tierra. El plano que se encuentra formando un ángulo recto con el eje geomagnético contiene lo que se conoce como ecuador magnético.

ELEMENTOS DEL CAMPO GEOMAGNÉTICO

Cuando se habla de campos, algunas veces a lo que nos referimos es a las llamadas líneas de campo, ya que su número por unidad de área y su dirección representan gráficamente la intensidad y dirección del campo magnético. La intensidad del campo geomagnético, o su fuerza, en cualquier punto de la superficie de la Tierra es costumbre especificarla por medio de las componentes rectangulares X, Y, Z, de la intensidad total B definida como sigue: X es la componente a lo largo de la dirección horizontal hacia el norte, Y es la componente horizontal hacia el este; Z es la componente hacia abajo, todas en coordenadas geográficas, como se ilustra en la figura 15. Otra forma común de especificar la intensidad del campo magnético es por medio de los elementos magnéticos, simbolizados por H, D e I , definidos como sigue: H es la magnitud de la componente horizontal, considerada como positiva cualquiera que sea su dirección y a la cual llamamos intensidad horizontal; D es el ángulo acimutal de la intensidad horizontal, positiva del norte geográfico hacia el este, llamada declinación magnética; e I es el ángulo hecho por la dirección de la intensidad magnética total con la horizontal, positiva cuando la dirección de la intensidad se inclina hacia abajo y se le llama inclinación magnética. A una línea horizontal a lo largo de la intensidad magnética horizontal, H, se le llama meridiano magnético. Las componentes de la intensidad (X, Y y Z) o los elementos magnéticos (H, D e I) tienen una simple relación trigonométrica, como se muestra en la figura 15. Las intensidades B (intensidad o fuerza total), H, Z (intensidad o fuerza horizontal y vertical), y X, Y se miden en gauss (Γ), gammas (γ) o teslas,[4] mientras que D e I (declinación e inclinación) son medidas en grados y minutos de arco.

Figura 15. La fuerza geomagnética B, sus componentes rectangulares X, Y y Z, y los elementos H, D e I.

La misma especificación de los elementos magnéticos puede ser usada para describir la magnitud y dirección de la intensidad del campo geomagnético en una posición a no demasiada altura sobre la superficie de la Tierra, digamos entre 100 y 300 km, que es observada por un avión o un satélite orbitando a baja altura.

En la actualidad, la intensidad del campo geomagnético se mide durante reconocimientos magnéticos en un gran número de puntos sobre la superficie, océanos, aire y espacio exterior. Sobre la totalidad de la superficie terrestre existen aproximadamente 140 observatorios magnéticos permanentes en los cuales ciertas combinaciones de tres elementos magnéticos son continuamente registrados.

La intensidad geomagnética total en el ecuador geográfico y cerca de los polos de la Tierra es de aproximadamente 0.3 y 0.7 gauss, respectivamente.

Esta intensidad total geomagnética, sin embargo, cambia durante el transcurso del día, en alrededor de 0.0002 gauss (20 gammas) en el ecuador y 0.0005 gauss (50 gammas) en los polos. Además de las variaciones temporales, como la diaria, la estacional y perturbaciones esporádicas, la media anual de la intensidad geomagnética está sujeta a una variación secular[5] no periódica, que llega a varias gammas por año.

Para representar la distribución mundial de cualquier elemento magnético en un mapa, debe eliminarse primero las variaciones temporales, y los valores de los elementos geomagnéticos que interesen reducidos a cierto periodo común de tiempo (como un año) por referencia a la variación secular del elemento. Por ejemplo, la figura 16 muestra una carta mundial de la declinación magnética (D) en la superficie de la Tierra para el año de 1965.

Figura 16. Mapa de líneas isógonas o de igual declinación magnética D calculado con base en el campo geomagnético de referencia internacional para el año 1965. Las líneas de declinación magnética igual están medidas hacia el este (E) u oeste (W) (véase la figura 15).

ORIGEN DEL CAMPO GEOMAGNÉTICO

Como ya hemos indicado, aproximadamente 95% del campo magnético de la Tierra es producido en su interior. Por lo tanto, debemos buscar en él un mecanismo que sea capaz no sólo de generar y mantener el campo de un simple dipolo, sino también capaz de explicar su variación secular.

La explicación parece estar en las propiedades y movimientos del núcleo de la Tierra, un cuerpo esférico de material metálico, probablemente de una composición níquel-hierro, cuya parte externa se encuentra en estado líquido. El diámetro del núcleo es de alrededor de 6 920 km, poco mayor que el radio terrestre. El núcleo se encuentra rodeado por el manto, consistente de roca sólida y de un espesor de 2 860 kilómetros.

El magnetismo interno de la Tierra se explica por la llamada teoría del dínamo, según la cual el núcleo líquido está dando vueltas lentamente, con respecto al manto sólido, generando de esta manera corrientes eléctricas que rodean al núcleo. Estas corrientes generan a su vez un campo magnético (véase la figura 17), parte del cual escapa a la superficie de la Tierra, dándonos el campo magnético que observamos, y otra parte interacciona con el núcleo líquido que está en movimiento, sosteniendo de esta manera la acción del dínamo.

Figura 17. Representación esquemática de las corrientes eléctricas en el núcleo de la Tierra, que se cree son capaces de producir el campo magnético dipolar terrestre.

Cuando los valores del campo dipolar son sustraídos de los valores observados en todos los puntos, permanece un segundo constituyente del campo magnético, bastante irregular, conocido como campo residual, que consiste de centros hacia los cuales, o hacia afuera de los cuales la aguja de una brújula apuntaría si no hubiese campo dipolar. Este campo residual parece estarse moviendo lentamente hacia el oeste alrededor de la Tierra a una velocidad tal que el patrón completaría el circuito de la Tierra cada 1 600 años. Dentro de este campo residual, sin embargo, los patrones están cambiando constantemente.

Para explicar la configuración de este campo residual es necesario suponer que existen además grandes sistemas convectivos dentro del núcleo líquido. Estos movimientos dan lugar a sistemas de corrientes locales que generan centros magnéticos sobrepuestos al campo dipolar. El continuo cambio de este modelo convectivo, según gira el núcleo dentro del manto, se cree es responsable de la naturaleza irregular de los cambios seculares.

Que el núcleo se mueve con respecto al manto lo sugieren los cambios súbitos que han sido observados en el periodo de rotación de la Tierra. En 1897, el periodo de rotación diaria se incrementó súbitamente en aproximadamente 0.003 segundos; en 1914 decreció repentinamente en una cantidad comparable. Tales cambios abruptos en el periodo rotacional sugieren que cambios súbi...