Earth's magnetic field : สนามแม่เหล็กโลก

Pictures used to accompany the description:

1.An artist's rendering of the structure

of a magnetosphere.

1) Bow shock

2) Magnetosheath

3) Magnetopause

4) Magnetosphere

5) Northern taillobe

6) Southern tail lobe

7) Plasmasphere

2. Computer simulation of Earth's field in a period of normal polarity between reversals. The lines represent magnetic field lines, blue when the field points towards the center and yellow when away. The dense clusters of lines are within Earth's core.

3. A schematic illustrating the relationship between motion of conducting fluid, organized into rolls by the Coriolis force, and the magnetic field the motion generates.

4. Background: a set of traces from magnetic observatories showing a magnetic storm in 2000., Globe: map showing locations of observatories and contour lines giving horizontal magnetic intensity in μ Τ.

5. Variations in virtual axial dipole moment since the last reversal

6. A model of short-wavelength features of Earth's magnetic field, attributed to lithospheric anomalies

7. The movement of Earth's North Magnetic

Pole across the North Pole

8. Conceptual diagram of the two main effects of the ambipolar electric field: inflating the ionosphere and generating the polar wind. The sparkling blue haze surrounding Earth represents the plasma in the ionosphere. The sparkling lines represent polar wind flowing up and out.

9. The Earth's plasma fountain, showing oxygen, helium, and hydrogen ions which gush into space from regions near the Earth's poles. The faint yellow area shown above the north pole represents gas lost from Earth into space; the green area is the aurora borealis-or plasma energy pouring back into the atmosphere.

10. Relationship between Earth's poles.

A1 and A2 are the geographic poles;

B1 and B2 are the geomagnetic poles;

C1 (south) and C2 (north) are the magnetic poles.

Earth's magnetic field

Earth's magnetic field, also known as the geomagnetic field, is the magnetic field that extends from Earth's interior out into space, where it interacts with the solar wind, a stream of charged particles emanating from the Sun. The magnetic field is generated by electric currents due to the motion of convection currents of a mixture of molten iron and nickel in Earth's outer core: these convection currents are caused by heat escaping from the core, a natural process called a geodynamo.

The magnitude of Earth's magnetic field at its surface ranges from 25 to 65 µT (0.25 to 0.65 G). As an approximation, it is represented by a field of a magnetic dipole currently tilted at an angle of about 11° with respect to Earth's rotational axis, as if there were an enormous bar magnet placed at that angle through the center of Earth. The North geomagnetic pole (Ellesmere Island, Nunavut, Canada) actually represents the South pole of Earth's magnetic field, and conversely the South geomagnetic pole corresponds to the north pole of Earth's magnetic field (because opposite magnetic poles attract and the north end of a magnet, like a compass needle, points toward Earth's South magnetic field.)

While the North and South magnetic poles are usually located near the geographic poles, they slowly and continuously move over geological time scales, but sufficiently slowly for ordinary compasses to remain useful for navigation. However, at irregular intervals averaging several hundred thousand years, Earth's field reverses and the North and South Magnetic Poles abruptly switch places. These reversals of the geomagnetic. poles leave a record in rocks that are of value to paleomagnetists in calculating geomagnetic fields in the past. Such information in turn is helpful in studying the motions of continents and ocean floors. The magnetosphere is defined by the extent of Earth's magnetic field in space or geospace. It extends above the lonosphere, several tens of thousands of kilometres into space, protecting Earth from the charged particles of the solar wind and cosmic rays that would otherwise strip away the upper atmosphere, including the ozone layer that protects Earth from harmful ultraviolet radiation.

Significance

Earth's magnetic field deflects most of the solar wind, whose charged particles would otherwise strip away the ozone layer that protects the Earth from harmful ultraviolet radiation. One stripping mechanism is for gas to be caught in bubbles of the magnetic field, which are ripped off by solar winds.  Calculations of the loss of carbon dioxide from the atmosphere of Mars, resulting from scavenging of lons by the solar wind, indicate that the dissipation of the magnetic field of Mars caused a near total loss of its atmosphere.

The study of the past magnetic field of the Earth is known as paleomagnetism,

The polarity of the Earth's magnetic field is recorded in igneous rocks, and reversals of the field are thus detectable as "stripes' centered on mid-ocean ridges where the sea floor is spreading, while the stability of the geomagnetic poles between reversals has allowed paleomagnetism to track the past motion of continents. Reversals also provide the basis for magnetostratigraphy, a way of dating rocks and sediments.

The field also magnetizes the crust, and magnetic anomalies can be used to search for deposits of metal ores,

Humans have used compasses for direction finding since the 11th century A.D. and for navigation since the 12th century.  Although the magnetic declination does shift with time, this wandering is slow enough that a simple compass can remain useful for navigation. Using magnetoreception, various other organisms, ranging from some types of bacteria to pigeons, use the Earth's magnetic field for orientation and navigation.

Characteristics

At any location, the Earth's magnetic field can be represented by a three-dimensional vector. A typical procedure for measuring its direction is to use a compass to determine the direction of magnetic North. Its angle relative to true North is the declination (D) or variation. Facing magnetic North, the angle the field makes with the horizontal is the inclination (I) or magnetic dip. The intensity (F) of the field is proportional to the force it exerts on a magnet. Another common representation is in X (North), Y (East) and Z (Down) coordinates.

Intensity

The Earth's field ranges between approximately 22 and 67 µT (0.22 and 0.67 G). By comparison, a strong refrigerator magnet has a field of about 10,000 µT (100 G). The intensity of the field is more correctly called "flux density"; the Sl unit is a tesla (T) but a gauss (G), may also be used, with 1 G = 100 μΤ.

A map of intensity contours is called an isodynamic chart. As the World Magnetic Model shows, the intensity tends to decrease from the poles to the equator. A minimum intensity occurs in the South Atlantic Anomaly over South America while there are maxima over northern Canada, Siberia, and the coast of Antarctica south of Australia, The intensity of the magnetic field is subject to change over time. A 2021 paleomagnetic study from the University of Liverpool contributed to a growing body of evidence that the Earth's magnetic field cycles with intensity every 200 million years. The lead author stated that "Our findings, when considered alongside the existing datasets, support the existence of an approximately 200-million-year-long cycle in the strength of the Earth's magnetic field related to deep Earth processes.

Inclination

The inclination is given by an angle that can assume values between -90° (up) to 90° (down). In the northern hemisphere, the field points downwards. It is straight down at the North Magnetic Pole and rotates upwards as the latitude decreases until it is horizontal (0°) at the magnetic equator. It continues to rotate upwards until it is straight up at the South Magnetic Pole. Inclination can be measured with a dip circle. An isoclinic chart (map of inclination contours)

Declination

Declination is positive for an eastward deviation of the field relative to true north. It can be estimated by comparing the magnetic north-south heading on a compass with the direction of a celestial pole. Maps typically include information on the declination as an angle or a small diagram showing the relationship between magnetic north and true north. Information on declination for a region can be represented by a chart with isogonic lines (contour lines with each line representing a fixed declination).

Magnetic poles

Historically, the north and south poles of a magnet were first defined by the Earth's magnetic field, not vice versa, since one of the first uses for a magnet was as a compass needle. A magnet's North pole is defined as the pole that is attracted by the Earth's North Magnetic Pole, in the arctic region, when the magnet is suspended so it can turn freely. Since opposite poles attract, the North Magnetic Pole of the Earth is really the south pole of its magnetic field (The place where the field is directed downward into the Earth).

The positions of the magnetic poles can be defined in at least two ways: locally or globally.  The local definition is the point where the magnetic field is vertical. 

This can be determined by measuring the inclination. The inclination of the Earth's field is 90° (downwards) at the North Magnetic Pole and -90° (upwards) at the South Magnetic Pole. The two poles wander independently of each other and are not directly opposite each other on the globe. Movements of up to 40 kilometres (25 mi) per year have been observed for the North Magnetic Pole. Over the last 180 years, the North Magnetic Pole has been migrating northwestward, from Cape Adelaide in the Boothia Peninsula in 1831 to 600 kilometres (370 ml) from Resolute Bay In 2001, The magnetic equator is the line where the inclination is zero (the magnetic field is horizontal). The global definition of the Earth's field is based on a mathematical model. If a line is drawn through the center of the Earth, parallel to the moment of the best-fitting magnetic dipole, the two positions where it intersects the Earth's surface are called the North and South geomagnetic poles. If the Earth's magnetic field were perfectly dipolar, the geomagnetic poles and magnetic dip poles would coincide and compasses would point towards them. However, the Earth's field has a significant non-dipolar contribution, so the poles do not coincide and compasses do not generally point at either.

Magnetosphere

Earth's magnetic field, predominantly dipolar at its surface, is distorted further out by the solar wind. This is a stream of charged particles leaving the Sun's corona and accelerating to a speed of 200 to 1000 kilometres per second. They carry with them a magnetic field, the Interplanetary magnetic field (IMF).

The solar wind exerts a pressure, and if it could reach Earth's atmosphere it would erode it. However, it is kept away by the pressure of the Earth's magnetic field. The magnetopause, the area where the pressures balance, is the boundary of the magnetosphere. Despite its name, the magnetosphere is asymmetric, with the sunward side being about 10 Earth radil out but with the other side stretching out in a magnetotail that extends beyond 200 Earth radii. Sunward of the magnetopause is the bow shock, the area where the solar wind slows abruptly. Inside the magnetosphere is the plasmasphere, a donut-shaped region containing low-energy charged particles, or plasma. This region begins at a height of 60 km, extends up to 3 or 4 Earth radii, and includes the ionosphere. This region rotates with the Earth,  There are also two concentric tire-shaped regions, called the Van Allen radiation belts, with high-energy lons (energies from 0.1 to 10 MeV). The Inner belt is 1-2 Earth radil out while the outer belt is at 4-7 Earth radil. The plasmasphere and Van Allen belts have partial overlap, with the extent of overlap varying greatly with solar activity

As well as deflecting the solar wind, the Earth's magnetic field deflects cosmic rays, high-energy charged particles that are mostly from outside the Solar System. Many cosmic rays are kept out of the Solar System by the Sun's magnetosphere, or heliosphere.  By contrast, astronauts on the Moon risk exposure to radiation. Anyone who had been on the Moon's surface during a particularly violent solar eruption in 2005 would have received a lethal dose,

Some of the charged particles do get into the magnetosphere. These spiral around field lines, bouncing back and forth between the poles several times per second. In addition, positive ions slowly drift westward and negative ions drift eastward, giving rise to a ring current. This current reduces the magnetic field at the Earth's surface.  Particles that penetrate the ionosphere and collide with the atoms there give rise to the lights of the aurorae while also emitting X-rays.

The varying conditions in the magnetosphere, known as space weather, are largely driven by solar activity. If the solar wind is weak, the magnetosphere expands; while if it is strong, it compresses the magnetosphere and more of it gets in. Periods of particularly intense activity, called geomagnetic storms, can occur when a coronal mass ejection erupts above the Sun and sends a shock wave through the Solar System. Such a wave can take just two days to reach the Earth. Geomagnetic storms can cause a lot of disruption; the "Halloween" storm of 2003 damaged more than a third of NASA's satellites. The largest documented storm, the Carrington Event, occurred in 1859. It induced currents strong enough to disrupt telegraph lines, and aurorae were reported as far south as Hawaii.

Time dependence

Short-term variations

The geomagnetic field changes on time scales from milliseconds to millions of years. Shorter time scales mostly arise from currents in the lonosphere (ionospheric dynamo region) and magnetosphere, and some changes can be traced to geomagnetic storms or daily variations in currents. Changes over time scales of a year or more mostly reflect changes in the Earth's interior, particularly the iron-rich core, Frequently, the Earth's magnetosphere is hit by solar flares causing geomagnetic storms, provoking displays of aurorae. The short-term instability of the magnetic field is measured with the K-index., Data from THEMIS show that the magnetic field, which interacts with the solar wind, is reduced when the magnetic orientation is aligned between Sun and Earth opposite to the previous hypothesis. During forthcoming solar storms, this could result in blackouts and disruptions in artificial satellites.

Secular variation

Changes in Earth's magnetic field on a time scale of a year or more are referred to as secular variation. Over hundreds of years, magnetic declination is observed to vary over tens of degrees.  The animation shows how global declinations have changed over the last few centuries.  The direction and intensity of the dipole change over time. Over the last two centuries the dipole strength has been decreasing at a rate of about 6.3% per century.  At this rate of decrease, the field would be negligible in about 1600 years.  However, this strength is about average for the last 7 thousand years, and the current rate of change is not unusual. A prominent feature in the non-dipolar part of the secular variation is a westward drift at a rate of about 0.2° per year. This drift is not the same everywhere and has varied over time. The globally averaged drift has been westward since about 1400 AD but eastward between about 1000 AD and 1400 AD

Changes that predate magnetic observatories are recorded in archaeological and geological materials. Such changes are referred to as paleomagnetic secular variation or paleosecular variation (PSV). The records typically include long periods of small change with occasional large changes reflecting geomagnetic excursions and reversals.

A 1995 study of lava flows on Steens Mountain, Oregon appeared to suggest the magnetic field once shifted at a rate of up to 6º per day at some time In Earth's history, a surprising result. However, in 2014 one of the original authors published a new study which found the results were actually due to the continuous thermal demagnetization of the lava, not to a shift in the magnetic field, In July 2020 scientists report that analysis of simulations and a recent observational field model show that maximum rates of directional change of Earth's magnetic field reached~10° per year almost 100 times faster than current changes and 10 times faster than previously thought.

Magnetic field reversals

Although generally Earth's field is approximately dipolar, with an axis that is nearly aligned with the rotational axis, occasionally the North and South geomagnetic poles trade places. Evidence for these geomagnetic reversals can be found in basalts, sediment cores taken from the ocean floors, and seafloor magnetic anomalies, Reversals occur nearly randomly in time, with intervals between reversals ranging from less than 0.1 million years to as much as 50 million years. The most recent geomagnetic reversal, called the Brunhes-Matuyama reversal, occurred about 780,000 years ago. A related phenomenon, a geomagnetic excursion, takes the dipole axis across the equator and then back to the original polarity.  The Laschamp event is an example of an excursion, occurring during the last ice age (41,000 years ago)., The past magnetic field is recorded mostly by strongly magnetic minerals, particularly iron oxides such as magnetite, that can carry a permanent magnetic moment. This remanent magnetization, or remanence, can be acquired in more than one way. In lava flows, the direction of the field is "frozen" in small minerals as they cool, giving rise to a thermoremanent magnetization. In sediments, the orientation of magnetic particles acquires a slight bias towards the magnetic field as they are deposited on an ocean floor or lake bottom. This is called detrital remanent magnetization.

Thermoremanent magnetization is the main source of the magnetic anomalies around mid-ocean ridges. As the seafloor spreads, magma wells up from the mantle, cools to form new basaltic crust on both sides of the ridge, and is carried away from it by seafloor spreading. As it cools, it records the direction of the Earth's field. When the Earth's field reverses, new basalt records the reversed direction. The result is a series of stripes that are symmetric about the ridge. A ship towing a magnetometer on the surface of the ocean can detect these stripes and infer the age of the ocean floor below. This provides information on the rate at which seafloor has spread in the past.

Radiometric dating of lava flows has been used to establish a geomagnetic polarity time scale, part of which is shown in the image. This forms the basis of magnetostratigraphy, a geophysical correlation technique that can be used to date both sedimentary and volcanic sequences as well as the seafloor magnetic anomalies.

Earliest appearance

Paleomagnetic studies of Paleoarchean lava in Australia and conglomerate in South Africa have concluded that the magnetic field has been present since at least about 3,450 million years ago. In 2024 researchers published evidence from Greenland for the existence of the magnetic field as early as 3,700 million years ago.

Future

Starting in the late 1800s and throughout the 1900s and later, the overall geomagnetic field has become weaker, the present strong deterioration corresponds to a 10-15% decline and has accelerated since 2000; geomagnetic intensity has declined almost continuously from a maximum 35% above the modern value, from circa year 1 AD. The rate of decrease and the current strength are within the normal range of variation, as shown by the record of past magnetic fields recorded in rocks.

The nature of Earth's magnetic field is one of heteroscedastic (seemingly random) fluctuation. An instantaneous measurement of it, or several measurements of it across the span of decades or centuries, are not sufficient to extrapolate an overall trend in the field strength. It has gone up and down in the past for unknown reasons. Also, noting the local intensity of the dipole field (or its fluctuation) is insufficient to characterize Earth's magnetic field as a whole, as it is not strictly a dipole field. The dipole component of Earth's field can diminish even while the total magnetic field remains the same or Increases.

The Earth's magnetic north pole is drifting from northern Canada towards Siberia with a presently accelerating rate-10 kilometres (6.2 mi) per year at the beginning of the 1900s, up to 40 kilometres (25 mi) per year in 2003, and since then has only accelerated.

Physical origin

Earth's core and the geodynamo

The Earth's magnetic field is believed to be generated by electric currents in the conductive iron alloys of its core, created by convection currents due to heat escaping from the core. The Earth and most of the planets in the Solar System, as well as the Sun and other stars, all generate magnetic fields through the motion of electrically conducting fluids. The Earth's field originates in its core. This is a region of iron alloys extending to about 3400 km (the radius of the Earth is 6370 km). It is divided into a solid inner core, with a radius of 1,220 km, and a liquid outer core, The motion of the liquid in the outer core is driven by heat flow from the inner core, which is about 6,000 K (5,730 °C; 10,340 °F), to the core-mantle boundary, which is about 3,800 K (3,530 °C; 6,380 °F), The heat is generated by potential energy released by heavier materials sinking toward the core (planetary differentiation, the iron catastrophe) as well as decay of radioactive elements in the interior. The pattern of flow is organized by the rotation of the Earth and the presence of the solid inner core The mechanism by which the Earth generates a magnetic field is known as a geodynamo, The magnetic field is generated by a feedback loop: current loops generate magnetic fields (Ampère's circuital law); a changing magnetic field generates an electric field (Faraday's law); and the electric and magnetic fields exert a force on the charges that are flowing in currents (the Lorentz force). These effects can be combined in a partial differential equation for the magnetic field called the magnetic induction equation,

The motion of the fluid is sustained by convection, motion driven by buoyancy. The temperature increases towards the center of the Earth, and the higher temperature of the fluid lower down makes it buoyant. This buoyancy is enhanced by chemical separation: As the core cools, some of the molten iron solidifies and is plated to the inner core. In the process, lighter elements are left behind in. the fluid, making it lighter. This is called compositional convection. A Coriolis effect, caused by the overall planetary rotation, tends to organize the flow into rolls aligned along the north-south polar axis.  A dynamo can amplify a magnetic field, but it needs a "seed" field to get it started.  For the Earth, this could have been an external magnetic field. Early in its history the Sun went through a T-Tauri phase in which the solar wind would have had a magnetic field orders of magnitude larger than the present solar wind. However, much of the field may have been screened out by the Earth's mantle. An alternative source is currents in the core-mantle boundary driven by chemical reactions or variations in thermal or electric conductivity. Such effects may still provide a small bias that are part of the boundary conditions for the geodynamo, The average magnetic field in the Earth's outer core was calculated to be 25 gauss, 50 times stronger than the field at the surface.

Numerical models

Simulating the geodynamo by computer requires numerically solving a set of nonlinear partial differential equations for the magnetohydrodynamics (MHD) of the Earth's Interior. Simulation of the MHD equations is performed on a 3D grid of points and the fineness of the grid, which in part determines the realism of the solutions, is limited mainly by computer power. For decades, theorists were confined to creating kinematic dynamo computer models in which the fluid motion is chosen in advance and the effect on the magnetic field calculated. Kinematic dynamo theory was mainly a matter of trying different flow geometries and testing whether such geometries could sustain a dynamo,

The first self-consistent dynamo models, ones that determine both the fluid motions and the magnetic field, were developed by two groups in 1995, one in Japan and one in the United States. The latter received attention because it successfully reproduced some of the characteristics of the Earth's field, including geomagnetic reversals.

Effect of ocean tides

The oceans contribute to Earth's magnetic field. Seawater is an electrical conductor, and therefore interacts with the magnetic field. As the tides cycle around the ocean basins, the ocean water essentially tries to pull the geomagnetic field lines along. Because the salty water is only slightly conductive, the interaction is relatively weak: the strongest component is from the regular lunar tide that happens about twice per day (M2). Other contributions come from ocean swell, eddies, and even tsunamis. The strength of the interaction depends also on the temperature of the ocean water. The entire heat stored in the ocean can now be inferred from observations of the Earth's magnetic field.

Currents in the ionosphere and magnetosphere

Electric currents induced in the Ionosphere generate magnetic fields (Ionospheric dynamo region). Such a field is always generated near where the atmosphere is closest to the Sun, causing daily alterations that can deflect surface magnetic fields by as much as 1º. Typical daily variations of field strength are about 25 nT (one part in 2000), with variations over a few seconds of typically around 1 nT (one part in 50,000).

Measurement and analysis

Detection

The Earth's magnetic field strength was measured by Carl Friedrich Gauss in 1832 and has been repeatedly measured since then, showing a relative decay of about 10% over the last 150 years. The Magsat satellite and later satellites have used 3-axis vector magnetometers to probe the 3-D structure of the Earth's magnetic field. The later Ørsted satellite allowed a comparison indicating a dynamic geodynamo in action that appears to be giving rise to an alternate pole under the Atlantic Ocean west of South Africa,

Governments sometimes operate units that specialize in measurement of the Earth's magnetic field. These are geomagnetic observatories, typically part of a national Geological survey, for example, the British Geological Survey's Eskdalemuir Observatory. Such observatories can measure and forecast magnetic conditions such as magnetic storms that sometimes affect communications, electric power, and other human activities.

The International Real-time Magnetic Observatory Network, with over 100 interlinked geomagnetic observatories around the world, has been recording the Earth's magnetic field since 1991, The military determines local geomagnetic field characteristics, in order to detect anomalies in the natural background that might be caused by a significant metallic object such as a submerged submarine. Typically, these magnetic anomaly detectors are flown in aircraft like the UK's Nimrod or towed as an instrument or an array of instruments from surface ships. Commercially, geophysical prospecting companies also use magnetic detectors to identify naturally occurring anomalies from ore bodies, such as the Kursk Magnetic Anomaly.

Crustal magnetic anomalies

Magnetometers detect minute deviations in the Earth's magnetic field caused by iron artifacts, kilns, some types of stone structures, and even ditches and middens in archaeological geophysics. Using magnetic instruments adapted from airborne magnetic anomaly detectors developed during World War II to detect submarines, The magnetic variations across the ocean floor have been mapped. Basalt the iron-rich, volcanic rock making up the ocean floor 741- contains a strongly magnetic mineral (magnetite) and can locally distort compass readings. The distortion was recognized by Icelandic mariners as early as the late 18th century. More important, because the presence of magnetite gives the basalt measurable magnetic properties, these magnetic variations have provided another means to study the deep ocean floor. When newly formed rock cools, such magnetic materials record the Earth's magnetic field.

Statistical models

Each measurement of the magnetic field is at a particular place and time. If an accurate estimate of the field at some other place and time is needed, the measurements must be converted to a model and the model used to make predictions.

Spherical harmonics

The most common way of analyzing the global variations in the Earth's magnetic field is to fit the measurements to a set of spherical harmonics. This was first done by Carl Friedrich Gauss.  Spherical harmonics are functions that oscillate over the surface of a sphere. They are the product of two functions, one that depends on latitude and one on longitude. The function of longitude is zero along zero or more great circles passing through the North and South Poles; the number of such nodal lines is the absolute value of the order 1. The function of latitude is zero along zero or more latitude circles; this plus the order is equal to the degree . Each harmonic is equivalent to a particular arrangement of magnetic charges at the center of the Earth. A monopole is an isolated magnetic charge, which has never been observed. A dipole is equivalent to two opposing charges brought close together and a quadrupole to two dipoles brought together. A quadrupole field is shown in the lower figure on the right. Spherical harmonics can represent any scalar field (function of position) that satisfies certain properties. A magnetic field is a vector field, but if it is expressed in Cartesian components X, Y, Z, each component is the derivative of the same scalar function called the magnetic potential. Analyses of the Earth's magnetic field use a modified version of the usual spherical harmonics that differ by a multiplicative factor. A least-squares fit to the magnetic field measurements gives the Earth's field as the sum of spherical harmonics, each multiplied by the best-fitting Gauss coefficient gm or hm The lowest-degree Gauss coefficient, go, gives the contribution of an isolated magnetic charge, so it is zero. The next three coefficients-g10, 81, and 11 determine the direction and magnitude of the dipole contribution. The best fitting dipole is tilted at an angle of about 10" with respect to the rotational axis, as described earlier.

Radial dependence

Spherical harmonic analysis can be used to distinguish internal from external sources if measurements are available at more than one height (for example, ground observatories and satellites). In that case, each term with coefficient gm or hm can be split into two terms: one that decreases with radius as 1/re1 and one that increases with radius as re The increasing terms fit the external sources (currents in the ionosphere and magnetosphere). However, averaged over a few years the external contributions average to zero.

The remaining terms predict that the potential of a dipole source  drops off as 1/2. The magnetic field, being a derivative of the potential, drops off as 1/3. Quadrupole terms drop off as 1/r4, and higher order terms drop off increasingly rapidly with the radius. The radius of the outer core is about half of the radius of the Earth. If the field at the core-mantle boundary is fit to spherical harmonics.

Doctorate Degree (Ph.D) 🇹🇭 /อำเภอเกาะลันตา

Surveyor / Recorder

By: Ratcharinda Teachaprasarn 🇹🇭

Location: Koh Lanta Island/ เกาะลันตา 🇹🇭

Saladan Subdistrict, Koh Lanta District, Krabi

Province, Thailand 🇹🇭

Compiled articles in English, Thai 🇹🇭

By: Ratcharinda Teachaprasarn 🇹🇭

QueenKlearmilly 8888 👑🇹🇭

Thailand 2026 🇹🇭

May 15, 2026, 20 : 08 p.m 🇹🇭

---------------+++

ภาพที่ใช้ประกอบคำอธิบาย :

1. ภาพจำลองโครงสร้าง

ของแมกนีโตสเฟียร์โดยศิลปิน

1) คลื่นกระแทกรูปโค้ง

2) แมกนีโตชีท

3) แมกนีโทส

4) แมกนีโตสเฟียร์

5) หางเหนือกลีบ

6) กลีบหางใต้

7) พลาสมาสเฟียร์

2. การจำลองด้วยคอมพิวเตอร์ของสนามแม่เหล็กโลกในช่วงที่มีขั้วปกติระหว่างการกลับขั้ว เส้นแสดงถึงเส้นสนามแม่เหล็ก สีน้ำเงินเมื่อสนามชี้เข้าหาศูนย์กลาง และสีเหลืองเมื่อชี้ออกไป กลุ่มเส้นที่หนาแน่นอยู่ภายในแกนโลก

3. แผนภาพแสดงความสัมพันธ์ระหว่างการเคลื่อนที่ของของเหลวที่เป็นตัวนำซึ่งจัดเรียงเป็นม้วนโดยแรงโคริโอลิส และสนามแม่เหล็กที่เกิดจากการเคลื่อนที่นั้น

4. ข้อมูลเบื้องต้น: ชุดข้อมูลจากสถานีตรวจวัดสนามแม่เหล็กที่แสดงให้เห็นถึงพายุแม่เหล็กในปี ค.ศ 2000

ลูกโลก: แผนที่แสดงตำแหน่งของหอดูดาวและเส้นชั้นความสูงที่แสดงความเข้มสนามแม่เหล็กในแนวนอนในหน่วย μT

5. การเปลี่ยนแปลงของโมเมนต์ไดโพลแกนเสมือนนับตั้งแต่การกลับทิศทางครั้งล่าสุด

6. การเปลี่ยนแปลงของโมเมนต์ไดโพลแกนเสมือนนับตั้งแต่การกลับทิศทางครั้งล่าสุด

แบบจำลองของลักษณะคลื่นสั้นของสนามแม่เหล็กโลก ซึ่งเกิดจากความผิดปกติของธรณีภาค

7. การเคลื่อนที่ของสนามแม่เหล็กโลกเหนือ

ขั้วโลกข้ามขั้วโลกเหนือ

8. แผนภาพแนวคิดของผลกระทบหลักสองประการของสนามไฟฟ้าแอมบิโพลาร์: การขยายตัวของไอโอโนสเฟียร์และการสร้างลมขั้วโลก หมอกสีฟ้าระยิบระยับที่ล้อมรอบโลกแสดงถึงพลาสมาในไอโอโนสเฟียร์ เส้นระยิบระยับแสดงถึงลมขั้วโลกที่ไหลขึ้นและออกไป

9. น้ำพุพลาสมาของโลก แสดงให้เห็นไอออนออกซิเจน ฮีเลียม และไฮโดรเจนที่พุ่งทะยานสู่อวกาศจากบริเวณใกล้ขั้วโลก พื้นที่สีเหลืองจางๆ ที่แสดงอยู่เหนือขั้วโลกเหนือแสดงถึงก๊าซที่สูญเสียไปจากโลกสู่อวกาศ พื้นที่สีเขียวคือแสงเหนือ หรือพลังงานพลาสมาที่ไหลกลับเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ

10. ความสัมพันธ์ระหว่างขั้วโลกของโลก

A1 และ A2 คือขั้วโลกทางภูมิศาสตร์

B1 และ B2 คือขั้วแม่เหล็กโลก;

C1 (ทิศใต้) และ C2 (ทิศเหนือ) คือ ขั้วแม่เหล็ก.

สนามแม่เหล็กโลก

(Earth's magnetic field)

สนามแม่เหล็กโลก หรือที่รู้จักกันในชื่อสนามแม่เหล็กโลก คือสนามแม่เหล็กที่แผ่ขยายจากภายในโลกออกไปสู่อวกาศ ซึ่งมันจะทำปฏิกิริยากับลมสุริยะ ซึ่งเป็นกระแสของอนุภาคที่มีประจุไฟฟ้าที่พุ่งออกมาจากดวงอาทิตย์ สนามแม่เหล็กนี้เกิดจากกระแสไฟฟ้าเนื่องจากการเคลื่อนที่ของกระแสการพาความร้อนของส่วนผสมของเหล็กและนิกเกลหลอมเหลวในแกนโลกชั้นนอก กระแสการพาความร้อนเหล่านี้เกิดจากความร้อนที่หนีออกมาจากแกนโลก ซึ่งเป็นกระบวนการทางธรรมชาติที่เรียกว่า ไดนาโมโลก (A geodynamo). ขนาดของสนามแม่เหล็กโลกที่พื้นผิวโลกมีค่าตั้งแต่ 25 ถึง 65 ไมโครเทสลา (0.25 ถึง 0.65 เกาส์) โดยประมาณแล้ว สามารถเปรียบเทียบได้กับสนามแม่เหล็กแบบไดโพลที่เอียงทำมุมประมาณ 11° กับแกนหมุนของโลก ราวกับว่ามีแท่งแม่เหล็กขนาดใหญ่ตั้งอยู่ตรงกลางโลกในมุมนั้น ขั้วแม่เหล็กโลกเหนือ (เกาะเอลเลสเมียร์ นูนาวุต แคนาดา) (Ellesmere Island, Nunavut, Canada) แท้จริงแล้ว คือ ขั้วแม่เหล็กโลกใต้ และในทางกลับกัน ขั้วแม่เหล็กโลกใต้คือขั้วแม่เหล็กโลกเหนือ (Actually represents the South pole of Earth's magnetic field) (เนื่องจากขั้วแม่เหล็กตรงข้ามดึงดูดกัน และปลายด้านเหนือของแม่เหล็ก เช่นเดียวกับเข็มทิศ จะชี้ไปยังสนามแม่เหล็กโลกใต้).

ในขณะที่ขั้วแม่เหล็กเหนือ และขั้วแม่เหล็กใต้

(While the North and South magnetic poles)

โดยปกติแล้วขั้วแม่เหล็กโลกจะอยู่ใกล้ขั้วโลกทางภูมิศาสตร์ พวกมันเคลื่อนที่อย่างช้าๆ และต่อเนื่องในช่วงเวลาทางธรณีวิทยา แต่ช้าพอที่จะทำให้เข็มทิศธรรมดายังคงใช้งานได้สำหรับการนำทาง อย่างไรก็ตาม ในช่วงเวลาที่ไม่สม่ำเสมอโดยเฉลี่ยหลายแสนปี สนามแม่เหล็กโลกจะกลับทิศทาง และขั้วแม่เหล็กเหนือและใต้จะสลับตำแหน่งกันอย่างฉับพลัน การกลับทิศทางของขั้วแม่เหล็กโลกเหล่านี้ทิ้งร่องรอยไว้ในหินซึ่งมีค่าสำหรับนักธรณีแม่เหล็กโบราณในการคำนวณสนามแม่เหล็กโลกในอดีต ข้อมูลดังกล่าวมีประโยชน์ในการศึกษาการเคลื่อนที่ของทวีปและพื้นมหาสมุทร แม็กเนโตสเฟียร์ถูกกำหนดโดยขอบเขตของสนามแม่เหล็กโลกในอวกาศ หรือจีโอสเปซ มันขยายขึ้นไปเหนือไอโอโนสเฟียร์ หลายหมื่นกิโลเมตร

ในอวกาศ ทำหน้าที่ปกป้องโลกจากอนุภาคประจุไฟฟ้าของลมสุริยะและรังสีคอสมิก ซึ่งหากไม่มีแมกนีโตสเฟียร์ มันจะทำลายชั้นบรรยากาศชั้นบน รวมถึงชั้นโอโซนที่ปกป้องโลกจากรังสีต่างๆ

รังสีอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตราย.

ความสำคัญ

(Significance)

สนามแม่เหล็กโลกเบี่ยงเบนลมสุริยะส่วนใหญ่ ซึ่งอนุภาคที่มีประจุไฟฟ้าในลมสุริยะจะทำลายชั้นโอโซนที่ปกป้องโลกจากรังสีอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตราย กลไกการทำลายอย่างหนึ่งคือการที่ก๊าซถูกดักจับอยู่ในฟองอากาศของสนามแม่เหล็ก ซึ่งถูกลมสุริยะพัดพาออกไป การคำนวณการสูญเสียคาร์บอนไดออกไซด์จากชั้นบรรยากาศของดาวอังคาร ซึ่งเกิดจากการที่ลมสุริยะพัดพาไอออนออกไป แสดงให้เห็นว่าการสลายตัวของสนามแม่เหล็กของดาวอังคารทำให้ชั้นบรรยากาศของดาวอังคารหายไปเกือบทั้งหมด. การศึกษาเกี่ยวกับสนามแม่เหล็กโลกในอดีตเรียกว่า ธรณีวิทยาแม่เหล็กโบราณ (Ancient magnetic geology)

ขั้วของสนามแม่เหล็กโลกถูกบันทึกไว้ในหินอัคนี (granite) และการกลับขั้วของสนามแม่เหล็กจึงสามารถตรวจจับได้ในรูปของ "แถบ" (Bands)

ที่อยู่ตรงกลางสันกลางมหาสมุทรซึ่งเป็นบริเวณที่พื้นทะเลกำลังขยายตัว ในขณะที่ความเสถียรของขั้วแม่เหล็กโลกในช่วงระหว่างการกลับขั้วทำให้ธรณีแม่เหล็กโบราณสามารถติดตามการเคลื่อนที่ในอดีตของทวีปได้ การกลับขั้วยังเป็นพื้นฐานสำหรับธรณีวิทยาแม่เหล็ก ซึ่งเป็นวิธีการหาอายุของหินและตะกอนอีกด้วย, สนามแม่เหล็กยังทำให้เปลือกโลกมีคุณสมบัติเป็นแม่เหล็ก และความผิดปกติทางแม่เหล็กสามารถนำมาใช้ในการค้นหาแหล่งแร่โลหะได้

มนุษย์ใช้เข็มทิศในการหาทิศทางมาตั้งแต่ศตวรรษที่ 11 และใช้ในการนำทางตั้งแต่ศตวรรษที่ 12 แม้ว่าค่าความเบี่ยงเบนของสนามแม่เหล็กโลกจะเปลี่ยนแปลงไปตามกาลเวลา แต่การเปลี่ยนแปลงนั้นช้ามากพอที่เข็มทิศแบบง่ายๆ ยังคงมีประโยชน์สำหรับการนำทางได้ สิ่งมีชีวิตอื่นๆ อีกหลายชนิด ตั้งแต่แบคทีเรียบางชนิดไปจนถึงนกพิราบ ใช้สนามแม่เหล็กโลกในการกำหนดทิศทางและนำทางโดยใช้การรับรู้สนามแม่เหล็ก.

ลักษณะเฉพาะ

(Characteristics)

ไม่ว่าจะอยู่ที่ใด สนามแม่เหล็กโลกสามารถแสดงได้ด้วยเวกเตอร์สามมิติ (A three-dimensional vector)

วิธีการทั่วไปในการวัดทิศทางคือการใช้เข็มทิศเพื่อกำหนดทิศทางของทิศเหนือแม่เหล็ก มุมที่สนามแม่เหล็กทำกับทิศเหนือจริงเรียกว่าค่าเบี่ยงเบน (D) หรือค่าความแปรผัน เมื่อหันหน้าไปทางทิศเหนือแม่เหล็ก มุมที่สนามแม่เหล็กทำกับแนวราบเรียกว่าค่าความเอียง (I) หรือค่าความชันแม่เหล็ก ความเข้ม (F) ของสนามแม่เหล็กเป็นสัดส่วนกับแรงที่สนามแม่เหล็กกระทำต่อแม่เหล็ก การแสดงผลอีกแบบที่นิยมใช้คือในระบบพิกัด X (เหนือ), Y (ตะวันออก) และ Z (ลง).

ความเข้ม

(Intensity)

สนามแม่เหล็กโลก มีค่าอยู่ระหว่างประมาณ 22 ถึง 67 ไมโครเทสลา (0.22 ถึง 0.67 เกาส์) เมื่อเปรียบเทียบกันแล้ว แม่เหล็กตู้เย็นที่มีกำลังแรงจะมีสนามแม่เหล็กประมาณ 10,000 ไมโครเทสลา (100 เกาส์) ความเข้มของสนามแม่เหล็กนี้เรียกให้ถูกต้องกว่าว่า "ความหนาแน่นของฟลักซ์ (Flux density)

หน่วยของมันคือเทสลา (T) แต่ก็อาจใช้เกาส์ (G) ได้เช่นกัน โดย 1 G = 100 ไมโครเทสลา แผนที่แสดงเส้นชั้นความเข้มของสนามแม่เหล็กเรียกว่า แผนภูมิไอโซไดนามิก ดังที่แบบจำลองสนามแม่เหล็กโลกแสดงให้เห็น ความเข้มของสนามแม่เหล็กมีแนวโน้มลดลงจากขั้วโลกไปยังเส้นศูนย์สูตร ความเข้มต่ำสุดเกิดขึ้นในบริเวณความผิดปกติของมหาสมุทรแอตแลนติกใต้เหนือทวีปอเมริกาใต้ ในขณะที่ความเข้มสูงสุดเกิดขึ้นเหนือแคนาดาตอนเหนือ ไซบีเรีย และชายฝั่งแอนตาร์กติกาทางใต้ของออสเตรเลีย ความเข้มของสนามแม่เหล็กสามารถเปลี่ยนแปลงได้ตลอดเวลา การศึกษาทางธรณีแม่เหล็กโบราณในปี ค.ศ 2021 จากมหาวิทยาลัยลิเวอร์พูล

(The University of Liverpool) ได้สนับสนุนหลักฐานที่เพิ่มมากขึ้นว่าสนามแม่เหล็กโลกมีการเปลี่ยนแปลงความเข้มเป็นวัฏจักรทุกๆ 200 ล้านปี ผู้เขียนหลักกล่าวว่า "ผลการค้นพบของเรา เมื่อพิจารณาร่วมกับชุดข้อมูลที่มีอยู่ สนับสนุนการมีอยู่ของวัฏจักรความยาวประมาณ 200 ล้านปีในความแรงของสนามแม่เหล็กโลกที่เกี่ยวข้องกับกระบวนการลึกของโลก".

ความโน้มเอียง

(Inclination)

ค่าความเอียงของสนามแม่เหล็กโลกแสดงด้วยมุมที่สามารถมีค่าได้ระหว่าง -90° (ขึ้น) ถึง 90° (ลง) ในซีกโลกเหนือ สนามแม่เหล็กจะชี้ลงด้านล่าง โดยจะตรงลงที่ขั้วแม่เหล็กเหนือ และหมุนขึ้นด้านบนเมื่อละติจูดลดลงจนกระทั่งเป็นแนวนอน (0°) ที่เส้นศูนย์สูตรแม่เหล็ก จากนั้นจะหมุนขึ้นด้านบนต่อไปจนกระทั่งตรงขึ้นด้านบนที่ขั้วแม่เหล็กใต้ สามารถวัดค่าความเอียงได้ด้วยวงกลมแสดงค่าความเอียง (dip circle) หรือแผนภูมิไอโซคลินิก (แผนที่แสดงเส้นชั้นความเอียง)

An isoclinic chart (map of inclination contours).

การลดลง

(Declination)

ค่าความเบี่ยงเบนของสนามแม่เหล็กโลก (Declination) มีค่าเป็นบวก หมายถึงสนามแม่เหล็กโลกเบี่ยงเบนไปทางทิศตะวันออกเมื่อเทียบกับทิศเหนือจริง สามารถประมาณค่าได้โดยการเปรียบเทียบทิศทางเหนือ-ใต้ของเข็มทิศกับทิศทางของขั้วฟ้า แผนที่โดยทั่วไปจะมีข้อมูลเกี่ยวกับค่าความเบี่ยงเบนของสนามแม่เหล็กโลกในรูปของมุม หรือแผนภาพขนาดเล็กที่แสดงความสัมพันธ์ระหว่างทิศเหนือแม่เหล็ก และ ทิศเหนือจริง (True north)

ข้อมูลเกี่ยวกับค่าความเบี่ยงเบนของสนามแม่เหล็กโลกสำหรับภูมิภาคหนึ่งๆ สามารถแสดงได้ด้วยแผนภูมิที่มีเส้นไอโซโกนิก เส้นชั้นความสูงที่แต่ละเส้นแทนค่าความเบี่ยงเบนคงที่ (contour lines with each line representing a fixed declination).

เสาแม่เหล็ก

(Magnetic poles)

ในอดีต ขั้วเหนือและขั้วใต้ของแม่เหล็กถูกกำหนดโดยสนามแม่เหล็กโลก ไม่ใช่ในทางกลับกัน เนื่องจากหนึ่งในประโยชน์แรกๆ ของแม่เหล็กคือการใช้เป็นเข็มทิศ ขั้วเหนือของแม่เหล็กถูกกำหนดให้เป็นขั้วที่ถูกดึงดูดโดยขั้วแม่เหล็กเหนือของโลก ในบริเวณอาร์กติก เมื่อแม่เหล็กถูกแขวนไว้ให้หมุนได้อย่างอิสระ เนื่องจากขั้วตรงข้ามดึงดูดกัน ขั้วแม่เหล็กเหนือของโลกจึงเป็นขั้วใต้ของสนามแม่เหล็กโลก บริเวณที่สนามแม่เหล็กชี้ลงสู่พื้นโลก (The place where the field is directed downward into the Earth).

ตำแหน่งของขั้วแม่เหล็กสามารถกำหนดได้ในอย่างน้อยสองวิธี คือ แบบเฉพาะที่และแบบโดยรวม การกำหนดแบบเฉพาะที่ คือ จุดที่สนามแม่เหล็กมีทิศทางตั้งฉากกับพื้นโลก สามารถตรวจสอบได้โดยการวัดความเอียง ความเอียงของสนามแม่เหล็กโลกอยู่ที่ 90° (ลงด้านล่าง) ที่ขั้วแม่เหล็กเหนือ และ -90° (ขึ้นด้านบน) ที่ขั้วแม่เหล็กใต้ ขั้วทั้งสองเคลื่อนที่อย่างอิสระจากกันและไม่ได้อยู่ตรงข้ามกันโดยตรงบนโลก มีการสังเกตการเคลื่อนที่ของขั้วแม่เหล็กเหนือได้มากถึง 40 กิโลเมตร (25 ไมล์) ต่อปี ในช่วง 180 ปีที่ผ่านมา ขั้วแม่เหล็กเหนือได้เคลื่อนที่ไปทางทิศตะวันตกเฉียงเหนือ จากแหลมแอดิเลดในคาบสมุทรบูธเทียในปี ค.ศ 1831 ไปยังระยะ 600 กิโลเมตร (370 ไมล์)

จากอ่าวเรโซลูต (Resolute Bay) ในปี 2001

เส้นศูนย์สูตรแม่เหล็ก (Magnetic equator)

คือเส้นโดยที่ความเอียงเป็นศูนย์ (สนามแม่เหล็ก)

ฟิลด์เป็นแนวนอนคำจำกัดความทั่วโลกของ

สนามแม่เหล็กโลกนั้นอิงตามหลักการทางคณิตศาสตร์แบบจำลอง ถ้าลากเส้นผ่านจุดศูนย์กลางของโลก ขนานกับช่วงเวลาของ

ไดโพลแม่เหล็กที่เหมาะสมที่สุด ทั้งสอง

ตำแหน่งที่สนามแม่เหล็กโลกตัดกับพื้นผิวโลกเรียกว่าขั้วแม่เหล็กโลกเหนือและใต้ ถ้าสนามแม่เหล็กโลกเป็นแบบไดโพลสมบูรณ์แบบ ขั้วแม่เหล็กโลกและขั้วความเอียงของสนามแม่เหล็ก จะตรงกันและเข็มทิศจะชี้ไปในทิศทางเดียวกันมุ่งไปยังพวกมัน อย่างไรก็ตาม สนามแม่เหล็กโลกได้การมีส่วนร่วมที่ไม่ใช่แบบไดโพลที่สำคัญ ดังนั้นขั้วโลกไม่ตรงกัน และเข็มทิศ

โดยทั่วไปแล้วจะไม่ชี้ไปที่ฝ่ายใดฝ่ายหนึ่ง.

สนามแม่เหล็ก

(Magnetosphere)

สนามแม่เหล็กโลก ซึ่งโดยส่วนใหญ่มีลักษณะเป็นไดโพลที่พื้นผิว จะถูกบิดเบือนไปเมื่ออยู่ไกลออกไปเนื่องจากลมสุริยะ ลมสุริยะ (The solar wind)

คือกระแสของอนุภาคที่มีประจุซึ่งออกจากโคโรนาของดวงอาทิตย์ และเร่งความเร็วไปถึง 200 ถึง 1,000 กิโลเมตรต่อวินาที พวกมันนำพาสนามแม่เหล็กไปด้วย ซึ่งก็คือสนามแม่เหล็กระหว่างดาวเคราะห์ (IMF)

ลมสุริยะสร้างแรงดัน และหากมันสามารถเข้าสู่ชั้นบรรยากาศของโลกได้ มันจะกัดกร่อนชั้นบรรยากาศนั้น อย่างไรก็ตาม มันถูกกันไว้โดยแรงดันของสนามแม่เหล็กโลก บริเวณที่แรงดันสมดุลกันเรียกว่า แมกนีโตพอส ซึ่งเป็นขอบเขตของแมกนีโตสเฟียร์ (The magnetosphere) แม้จะมีชื่อว่า แมกนีโตสเฟียร์

(The magnetosphere) แต่จริงๆ แล้วแมกนีโตสเฟียร์นั้นไม่สมมาตร โดยด้านที่หันเข้าหาดวงอาทิตย์อยู่ห่างออกไปประมาณ 10 เรเดียนของโลก แต่ด้านตรงข้ามทอดยาวออกไปเป็นหางแมกนีโตสเฟียร์ที่ขยายออกไปไกลกว่า 200 รัศมีโลก ด้านในของแมกนีโตพอสคือ โบว์ช็อก (Bow shock) บริเวณที่ลมสุริยะพัดผ่านความเร็วลมลดลงอย่างฉับพลัน ภายในแมกนีโตสเฟียร์คือพลาสมาสเฟียร์ ซึ่งเป็นบริเวณรูปทรงโดนัทที่บรรจุอนุภาคประจุพลังงานต่ำหรือพลาสมา บริเวณนี้เริ่มต้นที่ความสูง 60 กิโลเมตร ขยายออกไปได้ถึง 3 หรือ 4 เท่าของรัศมีโลก และรวมถึงไอโอโนสเฟียร์ บริเวณนี้หมุนไปพร้อมกับโลก นอกจากนี้ยังมีบริเวณรูปทรงยางสองชั้นซ้อนกัน เรียกว่าแถบรังสีแวนอัลเลน ซึ่งมีไอออนพลังงานสูง (พลังงานตั้งแต่ 0.1 ถึง 10 MeV) แถบชั้นในอยู่ห่างออกไป 1-2 เท่าของรัศมีโลก ในขณะที่แถบชั้นนอกอยู่ห่างออกไป 4-7 เท่าของเท่าของรัศมีโลก พลาสมาสเฟียร์และแถบรังสีแวนอัลเลนมีการทับซ้อนกันบางส่วน โดยขอบเขตของการทับซ้อนจะแตกต่างกันอย่างมากตามกิจกรรมของดวงอาทิตย์.

นอกจากจะเบี่ยงเบนลมสุริยะแล้ว สนามแม่เหล็กโลกยังเบี่ยงเบนรังสีคอสมิก ซึ่งเป็นอนุภาคประจุพลังงานสูงที่ส่วนใหญ่มาจากนอกระบบสุริยะอีกด้วย

รังสีคอสมิก (Cosmic rays),จำนวนมากถูกกันไม่ให้เข้ามาในระบบสุริยะโดย แมกนีโตสเฟียร์ (Magnetosphere )หรือเฮลิโอสเฟียร์ (Heliosphere)

ของดวงอาทิตย์ ในทางตรงกันข้าม นักบินอวกาศบนดวงจันทร์มีความเสี่ยงที่จะได้รับรังสี ใครก็ตามที่อยู่บนพื้นผิวดวงจันทร์ในช่วงที่เกิดการปะทุของดวงอาทิตย์อย่างรุนแรงในปี 2548 จะได้รับรังสีในปริมาณที่ถึงแก่ชีวิต อนุภาคที่มีประจุบางส่วนสามารถเข้าไปในแมกนีโตสเฟียร์ (Magnetosphere) ได้ อนุภาคเหล่านี้จะหมุนวนรอบเส้นสนามแม่เหล็ก กระเด้งไปมาระหว่างขั้วหลายครั้งต่อวินาที นอกจากนี้ ไอออนบวกจะค่อยๆ เคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตก และไอออนลบจะเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออก ทำให้เกิดกระแสวงแหวน กระแสนี้จะลดสนามแม่เหล็กที่พื้นผิวโลก อนุภาคที่ทะลุผ่านไอโอโนสเฟียร์และชนกับอะตอมที่นั่นทำให้เกิดแสงออโรราและปล่อยรังสีเอ็กซ์ (emitting X-rays)ออกมาด้วย.

สภาวะที่เปลี่ยนแปลงไปในแม็กเนโตสเฟียร์ หรือที่เรียกว่า สภาพอากาศในอวกาศ ส่วนใหญ่เกิดจากกิจกรรมของดวงอาทิตย์ หากลมสุริยะอ่อน แม็กเนโตสเฟียร์จะขยายตัว ในขณะที่หากลมสุริยะแรง มันจะบีบอัดแม็กเนโตสเฟียร์และทำให้ส่วนต่างๆ เข้ามามากขึ้น ช่วงเวลาที่มีกิจกรรมรุนแรงเป็นพิเศษ เรียกว่า พายุแม่เหล็กโลก สามารถเกิดขึ้นได้เมื่อการปะทุของมวลโคโรนาเหนือดวงอาทิตย์ส่งคลื่นกระแทกผ่านระบบสุริยะ คลื่นดังกล่าวใช้เวลาเพียงสองวันในการเดินทางมาถึงโลก พายุแม่เหล็กโลกสามารถก่อให้เกิดความเสียหายอย่างมาก พายุ "ฮาโลวีน" ในปี 2003 สร้างความเสียหายให้กับดาวเทียมของนาซามากกว่าหนึ่งในสาม พายุที่ใหญ่ที่สุดที่บันทึกไว้คือ เหตุการณ์แคร์ริงตัน เกิดขึ้นในปี 1859 มันเหนี่ยวนำกระแสไฟฟ้าที่แรงพอที่จะรบกวนสายโทรเลข และมีรายงานแสงออโรราทางใต้สุดถึงฮาวาย.

การพึ่งพาเวลา

(Time dependence)

การเปลี่ยนแปลงระยะสั้น

(Short-term variations)

สนามแม่เหล็กโลกเปลี่ยนแปลงไปตามช่วงเวลาตั้งแต่ระดับมิลลิวินาทีไปจนถึงหลายล้านปี ช่วงเวลาที่สั้นกว่านั้นส่วนใหญ่เกิดจากกระแสไฟฟ้าในชั้นไอโอโนสเฟียร์ (บริเวณไดนาโมไอโอโนสเฟียร์) และแมกนีโตสเฟียร์ และการเปลี่ยนแปลงบางอย่างสามารถสืบย้อนไปถึงพายุแม่เหล็กโลกหรือการเปลี่ยนแปลงรายวันของกระแสไฟฟ้าได้ การเปลี่ยนแปลงในช่วงเวลาหนึ่งปีขึ้นไปส่วนใหญ่สะท้อนถึงการเปลี่ยนแปลงภายในโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งแกนโลกที่อุดมไปด้วยเหล็ก บ่อยครั้งที่แมกนีโตสเฟียร์ของโลกถูกกระทบโดยเปลวสุริยะทำให้เกิดพายุแม่เหล็กโลก ซึ่งก่อให้เกิดปรากฏการณ์แสงเหนือ ความไม่เสถียรในระยะสั้นของสนามแม่เหล็กวัดได้ด้วยดัชนี K ข้อมูลจาก THEMIS แสดงให้เห็นว่าสนามแม่เหล็กซึ่งมีปฏิสัมพันธ์กับลมสุริยะจะลดลงเมื่อทิศทางของสนามแม่เหล็กอยู่ในแนวเดียวกันระหว่างดวงอาทิตย์และโลก ซึ่งตรงกันข้ามกับสมมติฐานก่อนหน้านี้ ในระหว่างพายุสุริยะที่จะเกิดขึ้นในอนาคต อาจส่งผลให้เกิดไฟฟ้าดับและความผิดปกติในดาวเทียมเทียม.

การเปลี่ยนแปลงทางโลก

(Secular variation)

การเปลี่ยนแปลงของสนามแม่เหล็กโลกในช่วงเวลาหนึ่งปีขึ้นไปเรียกว่า การเปลี่ยนแปลงระยะยาว (secular variation) ในช่วงเวลาหลายร้อยปี พบว่าค่าความเบี่ยงเบนของสนามแม่เหล็กโลกเปลี่ยนแปลงไปหลายสิบองศา ภาพเคลื่อนไหวนี้แสดงให้เห็นว่าค่าความเบี่ยงเบนของสนามแม่เหล็กโลกเปลี่ยนแปลงไปอย่างไรในช่วงหลายศตวรรษที่ผ่านมา ทิศทางและความเข้มของการเปลี่ยนแปลงของไดโพลเกิดขึ้นตามเวลา ในช่วงสองศตวรรษที่ผ่านมา ความแรงของสนามแม่เหล็กโลกได้ลดลงในอัตราประมาณ 6.3% ต่อศตวรรษ ด้วยอัตราการลดลงนี้ สนามแม่เหล็กโลกจะแทบไม่มีนัยสำคัญในอีกประมาณ 1600 ปีข้างหน้า อย่างไรก็ตาม ความแรงนี้ถือเป็นค่าเฉลี่ยในช่วง 7,000 ปีที่ผ่านมา และอัตราการเปลี่ยนแปลงในปัจจุบันก็ไม่ผิดปกติ ลักษณะเด่นในส่วนที่ไม่ใช่สนามแม่เหล็กโลกของการเปลี่ยนแปลงระยะยาวคือการเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตกในอัตราประมาณ 0.2°องศา ต่อปี การเคลื่อนตัวนี้ไม่เหมือนกันทุกที่และเปลี่ยนแปลงไปตามกาลเวลา โดยเฉลี่ยแล้ว การเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตกตั้งแต่ประมาณปี ค.ศ. 1400 แต่เคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออกระหว่างประมาณปี ค.ศ. 1000 ถึง 1400

การเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นก่อนแม่เหล็ก

มีการบันทึกข้อมูลเกี่ยวกับหอดูดาวไว้ใน

หลักฐานทางโบราณคดีและธรณีวิทยา การเปลี่ยนแปลงดังกล่าวเรียกว่า การเปลี่ยนแปลงทางแม่เหล็กโลกตามกาลเวลา หรือ การเปลี่ยนแปลงตามกาลเวลาของสนามแม่เหล็กโลก (Paleocecular Variation: PSV) โดยทั่วไปแล้ว บันทึกเหล่านี้จะประกอบด้วยช่วงเวลาที่ยาวนานของการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อย พร้อมกับการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่เป็นครั้งคราว ซึ่งสะท้อนถึงการผันผวนและการกลับทิศของสนามแม่เหล็กโลก.

การศึกษาการไหลของลาวาบนภูเขา Steens ในรัฐโอเรกอนเมื่อปี ค.ศ 1995 ดูเหมือนจะชี้ให้เห็นว่าสนามแม่เหล็กโลกเคยเปลี่ยนทิศทางด้วยอัตราสูงถึง 6 องศาต่อวันในช่วงเวลาหนึ่งในประวัติศาสตร์ของโลก ซึ่งเป็นผลลัพธ์ที่น่าประหลาดใจ อย่างไรก็ตาม ในปี 2014 หนึ่งในผู้เขียนดั้งเดิมได้ตีพิมพ์งานวิจัยใหม่ที่พบว่าผลลัพธ์ดังกล่าวเกิดจากการลดอำนาจแม่เหล็กเนื่องจากความร้อนอย่างต่อเนื่องของลาวา ไม่ใช่จากการเปลี่ยนทิศทางของสนามแม่เหล็กโลก และในเดือนกรกฎาคม 2020 นักวิทยาศาสตร์รายงานว่าการวิเคราะห์แบบจำลองและการจำลองสนามแม่เหล็กโลกเมื่อเร็วๆ นี้แสดงให้เห็นว่าอัตราสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงทิศทางของสนามแม่เหล็กโลกอยู่ที่ประมาณ 10 องศาต่อปี ซึ่งเร็วกว่าการเปลี่ยนแปลงในปัจจุบันเกือบ 100 เท่า และเร็วกว่าที่เคยคิดไว้ถึง 10 เท่า.

การกลับตัวของสนามแม่เหล็ก

(Magnetic field reversals)

แม้โดยทั่วไปแล้วสนามแม่เหล็กโลกจะมีลักษณะเป็นแบบไดโพลโดยประมาณ โดยมีแกนที่เกือบจะอยู่ในแนวเดียวกับแกนหมุนของโลก แต่บางครั้งขั้วแม่เหล็กโลกเหนือและใต้ก็สลับตำแหน่งกัน หลักฐานของการกลับขั้วแม่เหล็กโลกเหล่านี้สามารถพบได้ในหินบะซอลต์ แกนตะกอนที่ได้จากพื้นมหาสมุทร และความผิดปกติของสนามแม่เหล็กใต้ทะเล การกลับขั้วเกิดขึ้นแบบสุ่มในเวลา โดยมีช่วงเวลาระหว่างการกลับขั้วตั้งแต่ไม่ถึง 0.1 ล้านปีไปจนถึง 50 ล้านปี การกลับขั้วแม่เหล็กโลกครั้งล่าสุดที่เรียกว่าการกลับขั้วบรูนเฮส-มาทูยามะ เกิดขึ้นเมื่อประมาณ 780,000 ปีที่แล้ว ปรากฏการณ์ที่เกี่ยวข้อง คือ การเปลี่ยนแปลงทิศทางสนามแม่เหล็กโลก ซึ่งทำให้แกนไดโพลเคลื่อนผ่านเส้นศูนย์สูตรแล้วกลับมาสู่ขั้วเดิม เหตุการณ์ลาสแชมป์เป็นตัวอย่างของการเปลี่ยนแปลงทิศทางสนามแม่เหล็กโลก ซึ่งเกิดขึ้นในช่วงยุคน้ำแข็งครั้งสุดท้าย (41,000 ปีที่แล้ว) สนามแม่เหล็กในอดีตส่วนใหญ่ถูกบันทึกไว้โดยแร่ธาตุที่มีคุณสมบัติแม่เหล็กสูง โดยเฉพาะอย่างยิ่งออกไซด์ของเหล็ก เช่น แมกเนไทต์ ซึ่งสามารถมีโมเมนต์แม่เหล็กถาวรได้ การเกิดสนามแม่เหล็กตกค้างนี้ หรือ Remanence สามารถเกิดขึ้นได้หลายวิธี ในลาวาที่ไหลออกมา ทิศทางของสนามจะถูก "แช่แข็ง" ในแร่ธาตุขนาดเล็กขณะที่มันเย็นตัวลง ทำให้เกิดสนามแม่เหล็กตกค้างจากความร้อน ในตะกอน การวางตัวของอนุภาคแม่เหล็กจะเอนเอียงไปทางสนามแม่เหล็กเล็กน้อยเมื่อพวกมันถูกสะสมบนพื้นมหาสมุทรหรือก้นทะเลสาบ นี่เรียกว่า "สนามแม่เหล็กตกค้างจากตะกอน"(Detrital remanent magnetization).

การคงสภาพแม่เหล็กเนื่องจากความร้อนเป็นแหล่งกำเนิดหลักของความผิดปกติทางแม่เหล็กบริเวณสันกลางมหาสมุทร เมื่อพื้นทะเลขยายตัว แมกมาจะผุดขึ้นมาจากชั้นแมนเทิล เย็นตัวลงกลายเป็นเปลือกโลกบะซอลต์ใหม่ทั้งสองด้านของสันกลางมหาสมุทร และถูกพัดพาออกไปจากสันกลางมหาสมุทรโดยการขยายตัวของพื้นทะเล เมื่อมันเย็นตัวลง มันจะบันทึกทิศทางของสนามแม่เหล็กโลก เมื่อสนามแม่เหล็กโลกกลับทิศทาง บะซอลต์ใหม่จะบันทึกทิศทางที่กลับทิศทางนั้น ผลที่ได้คือแถบสีต่างๆ ที่สมมาตรกับสันกลางมหาสมุทร เรือที่ลากเครื่องวัดสนามแม่เหล็กบนผิวมหาสมุทรสามารถตรวจจับแถบสีเหล่านี้และอนุมานอายุของพื้นมหาสมุทรด้านล่างได้ ซึ่งให้ข้อมูลเกี่ยวกับอัตราการขยายตัวของพื้นทะเลในอดีต

การหาอายุของลาวาโดยใช้วิธีวัดรังสีถูกนำมาใช้เพื่อสร้างมาตราเวลาขั้วแม่เหล็กโลก ซึ่งส่วนหนึ่งแสดงอยู่ในภาพ นี่เป็นพื้นฐานของธรณีวิทยาแม่เหล็ก (magnetostratigraphy) ซึ่งเป็นศาสตร์ทางธรณีฟิสิกส์ที่สามารถใช้ในการหาอายุของลำดับชั้นหินตะกอนและหินภูเขาไฟ รวมถึงความผิดปกติของสนามแม่เหล็กใต้ทะเลได้.

การปรากฏตัวครั้งแรก

(Earliest appearance)

การศึกษาทางธรณีแม่เหล็กของลาวาในยุคพาลีโออาร์เคียนในออสเตรเลียและหินกรวดในแอฟริกาใต้สรุปได้ว่าสนามแม่เหล็กมีอยู่มาอย่างน้อยตั้งแต่ประมาณ 3,450 ล้านปีก่อน ในปี 2024 นักวิจัยได้ตีพิมพ์หลักฐานจากกรีนแลนด์เกี่ยวกับการมีอยู่ของสนามแม่เหล็กตั้งแต่ 3,700 ล้านปีก่อน.

อนาคต (Future)

ตั้งแต่ปลายศตวรรษที่ 19 และตลอดศตวรรษที่ 20 เป็นต้นมา สนามแม่เหล็กโลกโดยรวมอ่อนลง การเสื่อมถอยอย่างรุนแรงในปัจจุบันสอดคล้องกับการลดลง 10-15% และเร่งตัวขึ้นตั้งแต่ปี 2000 ความเข้มของสนามแม่เหล็กโลกได้ลดลงอย่างต่อเนื่องจากจุดสูงสุดที่ 35% เหนือค่าปัจจุบัน ตั้งแต่ประมาณปี ค.ศ. 1 อัตราการลดลงและความแรงในปัจจุบันอยู่ในช่วงความแปรผันปกติ ดังที่แสดงโดยบันทึกสนามแม่เหล็กในอดีตที่บันทึกไว้ในหิน

ลักษณะของสนามแม่เหล็กโลกคือการผันผวนแบบเฮเทอโรสเคดาสติก (ดูเหมือนสุ่ม) การวัดค่าเพียงครั้งเดียว หรือการวัดหลายครั้งในช่วงเวลาหลายสิบปีหรือหลายร้อยปีนั้นไม่เพียงพอที่จะคาดการณ์แนวโน้มโดยรวมของความแรงสนามแม่เหล็กได้ ในอดีตสนามแม่เหล็กโลกเคยขึ้นๆ ลงๆ ด้วยสาเหตุที่ไม่ทราบแน่ชัด นอกจากนี้การสังเกตความเข้มของสนามไดโพลในบริเวณนั้น (หรือความผันผวนของมัน) ก็ไม่เพียงพอที่จะบ่งบอกลักษณะของสนามแม่เหล็กโลกโดยรวมได้ เนื่องจากมันไม่ใช่สนามไดโพลอย่างแท้จริง ส่วนประกอบไดโพลของสนามแม่เหล็กโลกอาจลดลงได้ แม้ว่าสนามแม่เหล็กโดยรวมจะคงที่หรือเพิ่มขึ้นก็ตามขั้วแม่เหล็กโลกเหนือกำลังเคลื่อนตัวจากทางเหนือของแคนาดาไปยังไซบีเรียด้วยอัตราเร่งที่เพิ่มขึ้น โดยเคลื่อนตัว 10 กิโลเมตร (6.2 ไมล์) ต่อปีในช่วงต้นทศวรรษ 1900 เพิ่มขึ้นเป็น 40 กิโลเมตร (25 ไมล์) ต่อปีในปี 2003 และหลังจากนั้นก็มีอัตราเร่งเพิ่มขึ้นเรื่อยๆ mmmmm

ปริญญาเอก (Ph.D) 🇹🇭

ผู้ทำการสำรวจ / บันทึกภาพ

โดย : น.ส รัชรินทร์ดา เตชะประสาน 🇹🇭

พิกัด : เกาะลันตา 🇹🇭

ตำบลศาลาด่าน อำเภอเกาะลันตา จังหวัดกระบี่

ประเทศไทย 🇹🇭

ผู้เขียนบทความ ภาษาอังกฤษ, ไทย 🇹🇭

โดย : น.ส รัชรินทร์ดา เตชะประสาน 🇹🇭

เคลียร์มิลลี่ 8888 🇹🇭

ประเทศไทย 2569 🇹🇭

วันที่ 15 เดือน พฤษภาคม พ.ศ 2569 🇹🇭

เวลา 20 : 08 น.🇹🇭

#StarsAndPlanetsThailand🇹🇭

#PhasesOfTheMoonThailand🇹🇭

#Klearmilly8888🇹🇭

#QueenKlearmilly8888👑🇹🇭 ,

#ThailandBrandKingRama10👑🇹🇭