Campo magnetico planetario
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È noto che diversi pianeti o altri corpi membri di un sistema planetario possiedono o hanno posseduto un campo magnetico .
Storico
La Bussola è conosciuta in Cina fin dall'antichità (non si conosce la data precisa della sua invenzione) e introdotta (o reinventata) in Europa e Medio Oriente intorno al 1200. Non esiste quindi alcuna teoria esplicativa sul suo funzionamento: le fonti medievali si accontentano di notare che la bussola indica sempre la direzione della stella polare .
Nel 1600, la nozione di campo magnetico terrestre mosse i primi passi con William Gilbert , che produsse un modello chiamato Terrella , che è una sfera magnetizzata. Mostra che un compasso posto sulla terrella indica sempre lo stesso punto. Capì così che la terra ha un campo magnetico globale. Per spiegare questo, suggerisce che l'intero pianeta ha una magnetizzazione permanente , simile a quella di un minerale come la magnetite . In realtà la magnetizzazione permanente dei minerali non può spiegare il campo magnetico sulla scala di un pianeta: i minerali magnetizzabili sono piuttosto rari, e mantengono la loro coerenza solo a temperature modeste, quindi solo vicino alla superficie di un pianeta come la Terra.
Modello dinamo planetaria
Presentazione generale
Il modello di dinamo attualmente accettato è stato sviluppato da Walter M. Elsasser .
Attribuisce la generazione del campo magnetico a movimenti di fluidi conduttivi : è la parte liquida del nucleo ferroso ( nucleo esterno per i pianeti terrestri, e idrogeno metallico nel caso dei pianeti gassosi. Il campo magnetico di 'un pianeta è un sé -fenomeno sostenitore: è dunque, controintuitivamente, necessario tenerne conto per comprendere i fenomeni che lo originano.
Questi fluidi conduttivi sono soggetti a diversi effetti:
Si stabilisce un equilibrio dinamico tra queste diverse forze, che si traduce in correnti elicoidali. Le correnti indotte mantengono il campo magnetico.
Criteri
Nei pianeti quindi l'interno è largamente raffreddato, come Marte, le correnti convettive si fermano, e nessuna dinamo planetaria può funzionare. Tuttavia, la presenza di convezione non è una condizione sufficiente. Le condizioni per l'esistenza di una "dinamo" funzionante in un corpo planetario sono espresse dal numero di Reynolds magnetico , è necessario un valore minimo, probabilmente compreso tra 10 e 100.
Complessità del problema
Nel 2021 non esiste un modello numerico completo e predittivo del funzionamento della “dinamo” di un corpo planetario, ma un simile risultato sembra accessibile a medio termine.
Descrizione e caratterizzazione del campo di un pianeta
Il campo di un pianeta è rappresentato, in prima approssimazione, come il campo generato da un dipolo magnetico posto al centro del pianeta. Il dipolo è caratterizzato dal suo momento di dipolo (il suo valore), e dal suo orientamento, cioè l'angolo che forma con l'asse di rotazione del pianeta. Questi parametri sono determinati per problema inverso da una misura di campo magnetico effettuata in superficie e/o in orbita. Cambiano nel tempo.
Per ottenere un modello più fine si può aggiungere un quadrupolo magnetico , vedi un ottopolo. Correggono la differenza tra le misurazioni e il campo di dipolo che è stato determinato.
- Dipolo magnetico o quadrupolo
-
Campo magnetico di un dipolo
-
Campo dipolare intorno al pianeta
-
Campo magnetico di un quadrupolo
Sviluppo in armoniche sferiche
Lo sviluppo del campo magnetico in armoniche sferiche consiste nello scomporre il potenziale scalare del campo attorno ad un oggetto celeste (pianeta o luna ) in una somma di funzioni elementari, un po' come una trasformazione di Fourier che scompone una funzione periodica in un infinito ( ma numerabile ) somma di sinusoidi . Il potenziale scalare V è tale che il campo magnetico è l' opposto del suo gradiente :
B→{\ displaystyle {\ vec {B}}}
B→=-∇→V{\ displaystyle {\ vec {B}} = - {\ overrightarrow {\ nabla}} V}.
Il potenziale magnetico è definito solo in un campo semplicemente connesso in assenza di correnti elettriche (il campo magnetico essendo quindi irrotazionale ). Nel caso in esame, è definito al di fuori dell'oggetto celeste.
Trattandosi di oggetti celesti di forma sferoidale (in prima approssimazione), è naturale lavorare in coordinate sferiche , quindi scrivere V in funzione delle coordinate sferiche r (distanza dal centro dell'oggetto), θ ( colatitudine , l'angolo al polo) e φ ( longitudine ). Indichiamo con a il raggio dell'oggetto studiato. V si scompone in due termini per il magnetismo dovuto a fonti interne (come la dinamo attiva di un pianeta) ea fonti esterne. Il suo componente interno è scritto:
ViononT=aΣnon=1∞(Ra)1+nonTnoniononT{\ displaystyle V _ {\ mathrm {int}} = a \ sum _ {n = 1} ^ {\ infty} \ left ({\ frac {r} {a}} \ right) ^ {1 + n} T_ { n} ^ {\ mathrm {int}}}.
Per il potenziale dovuto a fonti esterne, la sua scrittura è simile, ma a potenze crescenti di r :
VeXT=aΣnon=1∞(aR)nonTnoneXT{\ displaystyle V _ {\ mathrm {ext}} = a \ sum _ {n = 1} ^ {\ infty} \ left ({\ frac {a} {r}} \ right) ^ {n} T_ {n } ^ {\ mathrm {est}}}.
Pianeti terrestri del sistema solare
Mercurio
Il campo magnetico di Mercurio è stato misurato per la prima volta nel 1974 dalla sonda Mariner 10 . La sua intensità è bassa: circa l'1,1% di quella del campo Terrestre. Ma la sua presenza era già una sorpresa per gli scienziati: essendo Mercurio piccolo, si presumeva che il pianeta si sarebbe completamente raffreddato, che non avrebbe più avuto alcuna corrente di convezione e quindi nessun campo magnetico. Lavori più recenti confermano che il campo magnetico di Mercurio è effettivamente dovuto a un effetto dinamo, sebbene debole.
Venere
Venere non ha un campo magnetico misurabile. Tuttavia, il pianeta è simile per dimensioni e struttura alla Terra. Il confronto tra i due pianeti è quindi un modo per comprendere i meccanismi che spiegano il campo magnetico planetario. Lo scambio termico convettivo tra il nucleo di Venere e il suo mantello è quasi completo. Questo spiegherebbe sia l'assenza di un campo magnetico su Venere sia la sua mancanza di attività tettonica 500 milioni di anni fa.
Terra
Luna
L'attuale campo magnetico sulla superficie della Luna è molto debole (meno di un centesimo del campo magnetico terrestre ) e non dipolare. La sua distribuzione geografica è dominata dai bacini d'impatto, i più deboli (inferiori a 0,2 nT ) si trovano nei bacini più grandi e recenti, Mare Orientale e Mare Imbrium , mentre i campi più forti (maggiori di 40 nT ) sono misurati al di sopra delle superfici diametralmente opposte di questi stessi bacini. Il campo magnetico lunare è interamente dovuto alla magnetizzazione delle rocce crostali, e oggi la Luna non ha un campo magnetico planetario dipolare. La magnetizzazione può essere dovuta in parte a campi magnetici transitori generati durante grandi impatti, ma la maggior parte di questa magnetizzazione è ereditata da un'epoca in cui la Luna aveva un campo magnetico globale, come la Terra e gli altri pianeti.
La presenza di un campo magnetico globale subito dopo la formazione della Luna è attestata dalla magnetizzazione residua delle sue rocce più antiche. Studi paleomagnetici mostrano che una dinamo lunare operava tra almeno 4,25 e 1,92 Ga e che un periodo di alto campo (con un'intensità di campo media di circa 77 μT in superficie) durava tra 3, 85 e 3,56 Ga , seguito da un calo di intensità superficiale al di sotto di 4 μT verso 3,19 Ga . La caduta di un ordine di grandezza delle paleointensità lunari tra 3,56 e 3,19 Ga è stata seguita da un periodo di basso campo (intensità del campo superficiale dell'ordine di 5 μT ) poi di un secondo ed ultimo periodo di declino tra 1,92 e 0,8 Ga , che si concluse con la cessazione della dinamo lunare, segno di completa cristallizzazione del nucleo lunare.
marzo
Marte oggi non ha un campo magnetico globale. Tuttavia, alcune aree della crosta sono magnetizzate e creano un campo magnetico locale, proprio come le anomalie magnetiche sulla Terra. Il loro studio indica che Marte un tempo possedeva un campo magnetico globale.
Pianeti nani
Pianeti gassosi del sistema solare
Giove
Giove ha il campo magnetico più forte dei pianeti del Sistema Solare. Il suo momento magnetico è 1,55 T m 3 , ovvero 20.000 volte quello della Terra.
A differenza degli altri pianeti, l'esistenza di un campo magnetico gioviano è stata attestata anche prima dell'era spaziale: nel 1995, lo studio delle emissioni radio da questo pianeta ha permesso di evidenziare la presenza di aurore polari. , prova indiretta dell'esistenza di un campo magnetico globale. L' effetto Zeeman , cioè lo spostamento delle righe spettrali sotto l'effetto del campo magnetico, potrebbe essere caratterizzato anche dalla Terra.
Le misurazioni dirette del campo gioviano sono state effettuate da quattro sonde dei programmi Pioneer e Voyager . La sonda Juno , che orbita attorno a Giove dal 2016 (quando le precedenti quattro sonde si erano solo avvicinate), ha fornito informazioni molto più precise. La sua orbita polare gli consente in particolare di misurare il campo magnetico nell'asse del pianeta, una novità assoluta per i pianeti giganti.
satelliti galileiani
I satelliti galileiani hanno ciascuno un debole campo magnetico, che potrebbe essere caratterizzato grazie ai sorvoli effettuati dalla sonda Galileo . Tuttavia, la questione di sapere se hanno una dinamo attiva, e quindi producono il loro campo magnetico in modo del tutto autonomo, o se il loro dipolo è indotto dal campo magnetico gioviano, non è del tutto risolta. Per quanto riguarda Io , è molto difficile effettuare misurazioni, perché questa luna si muove così in profondità nel campo magnetico di Giove che è difficile distinguere il proprio campo. Nulla prova la presenza di una dinamo attiva. Il lavoro degli anni 2000 suggerisce che Io sarebbe in equilibrio termico: il calore prodotto dagli effetti di marea nel suo mantello sarebbe sufficiente affinché Io non si raffreddi, quindi non ci sarebbero correnti di convezione.
L'Europa e Callisto sembrano aver solo indotto il magnetismo. La migliore spiegazione attuale si basa sui loro oceani sotterranei: l'acqua liquida presente per diversi chilometri di spessore sarebbe sede di correnti indotte sufficienti a spiegare la loro risposta magnetica.
Nel caso di Ganimede , invece, è probabile la presenza di una dinamo attiva, il cui meccanismo principale sarebbe la solidificazione del ferro o del solfato di ferro alla periferia del suo nucleo liquido.
Saturno
Il campo magnetico di Saturno è noto dalle sonde Pioneer 11 , Voyager 1 e Voyager 2 e, più recentemente, Cassini . Inoltre, sono state osservate aurore polari dalla Terra. La dinamo di Saturno è probabilmente simile, fisicamente, a quella di Giove. Una caratteristica notevole del campo di Saturno è che è perfettamente allineato con l'asse di rotazione del pianeta.
Titano
A causa delle sue dimensioni, è stato a lungo considerato che Titano potesse avere una dinamo attiva e quindi avere un proprio campo magnetico. Ma la missione Cassini- Huygens ha dimostrato che no, il che ha cambiato profondamente la concezione che gli scienziati hanno di questa luna: prima considerata totalmente differenziata e con un nucleo ferroso (come Ganimede ), oggi si vede 'hui come parzialmente differenziata con un nucleo sparso e senza alcuna convezione attiva. Potrebbe esistere una risposta indotta, come nel caso delle lune gioviane, ma sarebbe molto debole: essendo il campo magnetico di Saturno perfettamente assisimmetrico, la sua variazione vista da Titano durante un'orbita è minima.
Urano e Nettuno
Urano e Nettuno hanno un campo magnetico molto particolare, noto solo dalle misurazioni della sonda Voyager 2 , che li sorvolò rispettivamente nel 1986 e nel 1989 . Il loro campo non può semplicemente avvicinarsi come quello di un dipolo. Dobbiamo aggiungere un quadrupolo, il cui contributo superficiale è anch'esso ampio. Inoltre, il loro asse magnetico non è solo inclinato ma anche sfalsato, cioè non passa per il centro del pianeta.
La natura insolita, né dipolare né assisimmetrica , del campo magnetico di questi due pianeti potrebbe essere spiegata. Il lavoro di simulazione numerica ha mostrato che una tale configurazione potrebbe, in condizioni molto precise, essere trovata con modelli che tengono conto di un effetto dinamo limitato a un'area abbastanza piccola attorno a un nucleo fluido stabile.
asteroidi
Il campo magnetico degli asteroidi ci è noto dalla magnetizzazione residua dei meteoriti che da essi provengono. L'esistenza di una magnetizzazione residua in meteoriti di diverso tipo , differenziato o meno , è nota fin dagli anni '60 , ma la sua decifrazione è rimasta a lungo difficile. Poiché le tecniche di smagnetizzazione controllata sono notevolmente migliorate da allora, i risultati conclusivi sono stati accumulati dall'inizio degli anni 2000 . Molti meteoriti portano una magnetizzazione termoremanente che si può dimostrare essere stata acquisita quando il meteorite era ancora all'interno del suo corpo genitore . Questi corpi genitori avevano quindi un campo magnetico, e probabilmente anche altri asteroidi.
Meteoriti differenziati
- Costituiti principalmente da un metallo ferromagnetico , i meteoriti di ferro sembrano a prima vista favorevoli alla ritenzione della magnetizzazione termoremanente, che testimonierebbe un campo magnetico creato dall'effetto dinamo nel nucleo dei loro corpi genitori. La magnetizzazione delle fasi principali ( kamacite e taenite ) è infatti troppo fragile (troppo sensibile a tutte le perturbazioni subite dal meteorite), motivo per cui i meteoriti di ferro sono stati oggetto di relativamente pochi studi paleomagnetici . Vi sono tuttavia piccole zone torbide (zone nuvolose ) contenenti minuscoli granelli di tetrataenite (en) , con magnetizzazione molto più affidabile (alta coercività ). Ma i meteoriti di ferro pongono un altro problema: se provengono dal nucleo di un asteroide differenziato, la loro temperatura non deve essere scesa al di sotto della temperatura di Curie prima che il nucleo si sia cristallizzato e quindi molto tempo dopo l'arresto della dinamo. Infatti, le aree torbide di Tazewell , un meteorite del Gruppo IIICD, non hanno registrato alcun campo magnetico. Altri tipi di meteoriti di ferro sono più promettenti, in particolare il gruppo IIE (interpretato come proveniente da sacche metalliche relativamente poco profonde) e il gruppo IVA (raffreddato particolarmente rapidamente).
- I pallasiti (di meteoriti misti metallo-silicato ), almeno quelli del gruppo principale, hanno registrato nella loro olivina e nel loro grano tétrataénite (in) un campo magnetico di lungo termine (fino a centinaia di milioni di anni dopo l'accrescimento), attribuibile ad una dinamo autosufficiente legata alla convezione solutale generata dalla progressiva cristallizzazione del nucleo del loro corpo genitore.
- La magnetizzazione rimanente di eucrite ALH A81001 , un basaltica achondrite formata 3,69 miliardi di anni fa, senza dubbio, sulla superficie dell'asteroide (4) Vesta , testimonia un campo magnetico di almeno 2 microtesla in questo momento, probabilmente a causa l'attività di un dinamo nel nucleo metallico di Vesta.
- Il corpo genitore delle angriti ( acondriti magmatiche ) aveva un campo magnetico di almeno 10 µT tra -4.564 e -4.558 Ma , che scomparve prima di -3.700 Ma .
Meteoriti indifferenziati
- Uno dei componenti della magnetizzazione residua del meteorite di Murchison , una condrite carboniosa del gruppo CM2, è stato acquisito durante o dopo la formazione del suo corpo genitore, in presenza di un campo magnetico di almeno 0,2 a 2 µT . Il meteorite Allende , una condrite carboniosa del gruppo CV3, porta una magnetizzazione thermoremanent acquisita nella sua casa madre al termine di un episodio di metamorfismo , in un campo magnetico debole (<8 mT ), probabilmente meno di 40 mA dopo. CAI formazione . I condri del meteorite Vigarano , altro CV, possiedono magnetizzazione termoremanente acquisita probabilmente durante la rottura del corpo genitore circa 9 Ma dopo la formazione dei CAI, quando la dinamo di questo asteroide era ancora attiva.
- Il meteorite Farmington , un ordinario L 5 gruppo condrite , possiede thermoremanent magnetizzazione ha acquisito nella sua casa madre a meno di 520 milioni d'anni fa . Le Chondrules il meteorite Bjurböle un comune gruppo di condriti L / LL4 portano una magnetizzazione termoremanente che dimostra che il corpo genitore della dinamo era ancora attivo 80-140 Ma dopo il picco del suo metamorfismo. Il meteorite di Portales Valley , una normale condrite del gruppo H6, ha registrato un campo magnetico per decine o centinaia di anni, circa 100 Ma dopo la formazione del Sistema Solare.
Sembra quindi che l'interno dei corpi genitoriali delle condriti dovesse essere differenziato , almeno in parte. In questo contesto, le condriti proverrebbero dagli strati esterni di questi asteroidi, indifferenziati.
Tabella comparativa
Momento magnetico Dipolo
Stella |
Momento ( A m 2 )
|
Momento relativo alla Terra
|
Inclinazione rispetto all'asse di rotazione
|
Campo visivo ( T ), approssimativo |
Riferimenti
|
---|
Mercurio |
4 × 10 19 |
0,0005
|
|
1 × 10 −7 |
|
Venere
|
Qualsiasi
|
0
|
n / A
|
minuscolo
|
|
Terra
|
7,84 × 10 22 |
1
|
11,5 °
|
5 × 10 −5 |
|
Luna
|
Qualsiasi
|
0
|
n / A
|
Solo campi locali
|
marzo
|
Qualsiasi
|
0
|
n / A
|
Solo campi locali
|
|
Giove
|
1,55 × 10 27 |
20.000
|
10 °
|
4 × 10 −4 |
|
io
|
|
|
|
debole
|
|
Europa
|
|
|
|
1 × 10 −7 |
|
Ganimede
|
1,32 × 10 20 |
0.0017
|
176 °
|
2 × 10 −6 |
|
Callisto
|
|
|
|
4 × 10 −9 |
|
Saturno
|
4,6 × 10 25 |
600
|
<1 °
|
5 × 10 −5 |
|
Titano
|
|
|
|
debole
|
|
Urano
|
3,9 × 10 24 |
54
|
60 °
|
2 × 10 −5 |
|
Nettuno
|
2,2 × 10 24 |
30
|
47 °
|
2 × 10 −5 |
|
Esopianeti
La prova di un'interazione magnetica tra un esopianeta e la sua stella è stata ottenuta per molti Giove caldi . Nel 2019 si potrebbe misurare il campo magnetico alla superficie di quattro di questi caldi Giove: tra 20 e 120 G . Questo è da dieci a cento volte più di quanto previsto dai modelli di dinamo per pianeti con un periodo di rotazione di 2-4 giorni, ma in accordo con i modelli basati sul flusso di calore all'interno dei pianeti giganti . Per confronto, questa intensità è 4,3 G per Giove e 0,5 G per la Terra.
Note e riferimenti
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Vedi anche