Magnetyzm ziemski

1. Struktura pola magnetycznego i mechanizm powstawania
Ziemskie pole magnetyczne – pole magnetyczne występujące naturalnie wokół Ziemi. Od-
powiada ono w przybliżeniu polu dipola magnetycznego z jednym biegunem magnetycznym
w pobliżu geograficznego bieguna północnego i z drugim biegunem magnetycznym w pobliżu
bieguna południowego. Linia łącząca bieguny magnetyczne tworzy z osią obrotu Ziemi kąt
11,3°. Pole magnetyczne rozciąga się na kilkadziesiąt tysięcy kilometrów od Ziemi, a obszar
w którym ono występuje nazywa się ziemską magnetosferą.
Miejsca przecięcia osi symetrii ziemskiego pola magnetycznego z powierzchnią Ziemi nazy-
wa się biegunami geomagnetycznymi. Bieguny cały czas przesuwają się po powierzchni Zie-
mi z prędkością około 15 km na rok zataczając kręgi. Bieguny magnetyczne nie leżą dokład-
nie po przeciwnych stronach Ziemi.
Natężenie pola magnetycznego F mierzone na powierzchni Ziemi jest wielkością wektorową.
Można je przedstawić za pomocą 3 wielkości (rys.1 str 17 – Encyklopedia fizyki współcze-
snej):
- składowej pionowej Z (mierzonej pionowo w dół)
- składowej poziomej H
- deklinacji D – deklinacja jest to kąt pomiędzy południkiem geograficznym, a matm etycz-
nym w miejscu obserwacji – mierzy się ją w kierunku wschodnim.

Inklinacja jest to kąt jaki tworzy wektor natężenia pola z płaszczyzną poziomą.
Na mapach wytycza się linie łączące punkty o jednakowej deklinacji zwane izogonami. Linie
łączące punkty o jednakowej inklinacji, to izokliny, izoklina odpowiadająca inklinacji równej
0° nazywana jest równikiem magnetycznym.
Natężenie stałego pola geomagnetycznego stanowi ponad 99% natężenia pola obserwowanego
na powierzchni Ziemi.

Powstawanie - pole magnetyczne Ziemi wywołują wirowe prądy elektryczne płynące w płyn-
nym jądrze Ziemi. Teoria ta, zwana "samowzbudne dynamo" lub "geodynamo", znajduje po-
parcie w magnetohydrodynamice. Obecnie uważa się, że siłą napędową geodynama są prądy
konwekcyjne w płynnym jądrze Ziemi. W prądach tych, ruch obrotowy Ziemi poprzez efekt
Coriolisa, wywołuje wiry działające jak jednobiegunowy generator Faradaya, wytwarzając
prąd elektryczny, który wytwarza pole magnetyczne.

2. Opis Gaussa rozkładu potencjału magnetycznego Ziemi
Metoda analizy Gaussa – tzw. Analiza sferyczno-harmoniczna pola magnetycznego Ziemi –
polega na przedstawieniu natężenia tego pola w każdym punkcie na powierzchni Ziemi w
funkcji współrzędnych geograficznych tego punktu. Podstawą analizy są wartości natężenia
pola otrzymane w wielu punktach, rozmieszczonych możliwie regularnie na powierzchni
Ziemi. Z obliczeń otrzymuje się natężenie całkowitego wektora F lub jego składowych X, Y,
Z w postaci nieskończonych szeregów współczynników współczynników stałych pomnożo-
nych przez funkcję długości i szerokości geograficznej. Ograniczając się do klku pierwszych
wyrazów, dla poszczególnych składowych pola w punkcie P otrzymujemy wzory:

Wyrażenie to opisuje składowe pola jednorodnie namagnesowanej kuli, w tym wypadku kuli
ziemskiej i zarazem składowe pola dipola umieszczonego w środku Ziemi i skierowanego
wzdłuż jej osi obrotu (dipol osiowy) (rys.2 str 20 – Encyklopedia fizyki współczesnej

3. Charakterystyka stałego i zmiennego pola magnetycznego
Na stałe pole magnetyczne, pochodzące od źródeł znajdujących się we wnętrzu Ziemi, nakła-
da się zmienne pole magnetyczne, którego źródła znajdują się w przestrzeni pozaziemskiej.
Pole stałe – w pierwszym przybliżeniu można przedstawić je jako pole dipola umieszczonego
w środku Ziemi i skierowanego wzdłuż jej osi obrotu. (można coś dodać na zaliczeniu z pyta-
nia „opis Gaussa rozkładu potencjału magnetycznego Ziemi – bo to się odnosi do pola stałego
+ rys2 ze strony 20). Natężenie stałego pola geomagnetycznego stanowi ponad 99% natężenia
całego pola obserwowanego na powierzchni Ziemi. Lepiej niż dipol osiowy opisuje je dipol
umieszczony również w środku Ziemi, ale tworzący kąt 11

o

,5 z jej osią obrotu (rys 3 str 20).

Pole wytwarzane przez taki dipol opisuje około 90% pola stałego, pozostałe 10% to pole nie
dipolowe o nieregularnym rozkładzie na powierzchni Ziemi. Stałe pole magnetyczne, mimo
ż

e nosi nazwę stałego, ulega powolnym zmianom – co kilka lat przeprowadza się pomiary

pola w punktach zwanych wiekowymi.

Pole zmienne - zmienne pole magnetyczne Ziemi jest definiowane jako różnica pomiędzy
wartością obserwowaną składowych natężenia pola magnetycznego a średnią wartością obli-
czoną dla ustalonego interwału czasowego. Zmienne pole magnetyczne, zmienia wartość pola
magnetycznego o 1% jego wartości, czasami zmiana ta dochodzi do 5%. Główną przyczyną
zmian są zjawiska zachodzące wokół Ziemi, takie jak deformacja pola magnetycznego wywo-
ływana przez wiatr słoneczny, zmiany w jonosferze ziemskiej. Obserwuje się zmiany okreso-
we z najsilniejszą zmianą dobową.. Przyczyną powtarzających się zmian dobowych jest sło-
neczne promieniowanie elektromagnetyczne wpływające na intensywność prądów w jonosfe-
rze.
Duży wpływ na zaburzenia ziemskiego pola magnetycznego ma aktywność słoneczna w po-
staci koronalnych wyrzutów masy i zmian w natężeniu wiatru słonecznego. Czasami powodu-
ją duże zmiany głównie składowej horyzontalnej, które określa się mianem burz magnetycz-
nych, podczas których następują zakłócenia w łączności, a czasem nawet uszkodzenia linii
przesyłowych energii elektrycznej.

4. Anomalie kontynentalne (chyba regionalne? Nigdzie nic nie ma o kontynentalnych) i
lokalne
Co kilka lat wykonuj się analizy numeryczne prowadzone metodą Gaussa dla wielu epok na
zebranym materiale (wyniki pomiarów pola magnetycznego). Jednym z najistotniejszych re-
zultatów tych prac jest możliwość rozdzielania składowych pola na część dipolową i niedipo-
lową. (rysunek 5, str. 22). Jeśli przedstawimy na rysunku pole niedipolowe – jego cechą cha-
rakterystyczną będzie widoczna obecność centrów wokół których układają się izolonie. Pole
niedipolowe osiąga w centrach maksymalne amplitudy. Obszary o średnicach wielu tysięcy
kilometrów wokół centrów nazwano anomaliami regionalnymi.
Szczegółowe pomiary pola geomagnetycznego w poszczególnych rejonach kuli ziemskiej
wykazują, że istnieją obszary, w których wartość pola jest znacznie wyższa (lub niższa) niż w
obszarach sąsiednich – są to tzw. lokalne anomalie magnetyczne związane z występowaniem
skał o dużej zawartości minerałów magnetycznych. Przykładem takich anomalii są anomalia
kurska oraz anomalie w północnej Szwecji. Głębokość źródeł wywołujących anomalie lokalne
nie przekracza 25km, podczas gdy źródła pól niedipolowego i dipolowego znajdują się niepo-
równywalnie głębiej bo poniżej 2900km.

5. Paleomagnetyzm i archeomagnetyzm
Paleomagnetyzm – nauka zajmująca się polem magnetycznym Ziemi w przeszłości geolo-
gicznej. Przedmiotem badań są skały(zawierające minerały magnetyczne), które w pewnych
warunkach mogą przechowywać informację o natężeniu i kierunku pola magnetycznego panu-
jącego w okresie ich powstawania – tzw. pozostałość magnetyczna, mierząc wektor tej pozo-
stałości, można otrzymać wartości kątów deklinacji i inklinacji dawnego pola w miejscu w
którym się znajduję badana skała. Następnie, przy założeniu, że pole geomagnetyczne było
zawsze polem dipola umieszczonego w środku Ziemi i skierowanego wzdłuż jej osi obrotu,
można znaleźć położenie bieguna magnetycznego w okresie powstawania skały.
Dziedziną pokrewną paleomagnetyzmowi jest archeomagnetyzm – nauka zajmująca się
ziemskim polem magnetycznym w przeszłości historycznej i prehistorycznej, wykorzystująca
wyniki badań wypalanych glin.
Dzięki paleomagnetyzmowi można poznać nie tylko przeszłość pola magnetycznego Ziemi,
alei samej Ziemi. Wyniki badań są niejednokrotnie podstawą do przyjęcia lub odrzucenia ja-
kiejś hipotezy geo-fizycznej czy geologicznej.

Związki z dryfem kontynentów:
Łącząc ze sobą uśrednione położenia bieguna w kolejnych okresach geologicznych otrzymuje
się tzw. krzywą wędrówki bieguna geomagnetycznego. W wyniku zestawienia przesuwania
się w czasie bieguna względem skorupy ziemskiej oraz faktu, że dotyczą one różnych konty-
nentów przypomniano sobie o hipotezie Wegenera, zgodnie z którą w górnym paleozoiku
istniał jeden ląd Pangea. Obecnie w wyniku badań geofizycznych i geologicznych przyjmuje
się raczej hipotezę du Toit wzajemnego ruchu (dryftu) kontynentów. Mówi o istnieniu dwóch
praludów (w paleozoiku) : Gondwany i Laurazji. Rekonstrukcję dawnego wzajemnego ułoże-
nia kontynentów uzyskano dopasowując numerycznie odpowiednie linie brzegowe. Dzięki
przyjęciu hipotezy dryftu udało się J.C.Bridenowi i A.Hallamowi w 1970r. dopasować konty-
nenty w podobny sposób i uzyskać wspólną dla nich wszystkich krzywą wędrówki bieguna. Z
badań paleomagnetycznych wynika dodatkowo, że ruchy dryfowe nie odbywały się stale z ta
samą prędkością. Dłuższe okresy kwazistatyczne były przerywane epizodami dryfowimi.
Przypuszcza się, że nasileniu dryfu towarzyszyły ruchy górotwórcze. Dopiero od 1961 gdy
przyjęto hipotezę rozsuwania się den oceanicznych, zaczęto wyjaśniać zjawiska dryfu poprzez
zjawiska rozsuwania się den oceanicznych. W 1958 zauważono, że na oceanach występują
anomalie magnetyczne w postaci pasów na przemian ujemnych i dodatnich i szerokości kil-
kudziesięciu kilometrów. Pasy układają się równolegle i symetrycznie wzg. grzbietów oce-
anicznych. Dietz i Hess wyrazili pogląd, że w strefach grzbietów tworzy się nowa skorupa.
Vine i Matthews uzupełnili hipotezę tych dwóch ☺ sugerując, że obserwowane zjawisko łą-
czy się z inwersjami pola geomagnetycznego. Ta część skorupy, która powstała w okresie, gdy
pole miało normalny kie-
runek, jest źródłem do-
datniej anomalii (maja
normalną pozostałość
magnetyczną). Odpo-
wiednio, anomalie ujemne
są dowodem na inny kie-
runek pola (odwrotny)
podczas powstawania
skorupy.

Inwersje pola:
Odkrycie skał namagnesowanych w kierunku prze-
ciwnym niż obecny kierunek pola geomagnetycznego
było ważnym odkryciem (1906r. Brunhes). Z czasem
okazało się, że skały o odwrotnej naturalnej pozosta-
łości magnetycznej występują równie często jak te,
które mają normalna pozostałość (zgodną z kierun-
kiem obecnego pola). Obra rodzaje NRM (naturalna
pozostałość magnetyczna) występują zarówno w ska-
łach osadowych i magmowych. Pierwszą skałą z zaob-
serwowanym samo odwróceniem pozostałości magne-
tycznej, był dacyt. Stwierdzono, że skała uzyskała
odwrotną NRM w normalnym polu siły ciężkości i że
obserwuje się odwrócenie pozostałości magnetycznej
tej skały w warunkach laboratoryjnych. L.Néel podał
kilka możliwych wyjaśnień zjawiska samo odwróce-
nia. Zakłada w skale występują przerastające się wza-
jemnie fazy magnetyczne o różnych punktach Curie.
Faza o wyższym punkcie Curie, stygnąc, ma w nor-
malnym polu magnetycznym pozostałość o normal-
nym kierunku. Faza ta wytwarza w obszarze zajętym
przez fazę drugą pole o kierunku przeciwnym i nie-
kiedy natężenia tego pola może przewyższyć natężenie
pola geomagnetycznego. Zatem druga faza, stygnąc do
temperatur niższych niż temperatura Curie, uzyskuje
pozostałość odwrotną. Jeżeli ta ostatnia dominuje,
mamy do czenienia ze skałą o odwrotnej NRM. Jest to
wypadek oddziaływania megnetostatycznego. Pozosta-
łe pomijam (nie opisane w EFW). Przyjęto ogólnie
hipotezę, zgodnie z którą większość skał o odwrotnej
naturalnej pozostałości magnetycznej uzyskała ją w
polu ziemskim o biegunowości przeciwnej niż obec-
nie, czyli w polu, którego biegun północny znajdował
się na geograficznej pół.południowej, a południowy na
północnej. Aby poznać historię inwersji pola magne-
tycznego korzysta się obecnie z 3 metod: z badań pale-
omagnetycznych dobrze datowanych potoków lawo-
wych o dużej miąższości oraz skał osadowych, z badań
skał z rdzeni podmorskich otrzymywanych metodą
wierceń i z badań oceanicznych anomalii magnetycz-
nych. Najlepiej jest znane jest ostatnie 4,5 mln lat.
Dzięki trzem metodom ustalono skalę geochronolo-
giczną inwersji w tym okresie. Oprócz długotrwałych
okresów o biegunowości normalnej i odwrotnej zaob-
serwowano szereg okresów krótszych trwających 10^5
lat , tzw. zdarzeń. Ze statystycznych opracowań danych
wynika, że w czasie inwersji biegunowość pola zmie-
niała się o 180st (w granicach błędu) i że okresy nor-
malny i odwrotny są jednakowo prawdopodobne. We-

dług A.Chramow’a w okresie przejściowym, kiedy to następuje zmiana kierunku pola, oscylu-
je on kilkakrotnie między obydwoma stabilnymi położeniami, aż wreszcie ustala się w kie-
runku przeciwnym do poprzedniego. Wiele analiz wskazuję również na to, że natężenie pola
w okresie przejściowym maleje do 0,1-0,3 swojej normalnej wartości, długość trwania okresu
przejściowego wynosi prawdopodobnie kilka-kilkanaście tysięcy lat.

Składowe zmiennego pola magnetycznego:
Natężenia pola magnetycznego F mierzone na
powierzchni Ziemi jest wielkością wektorową
(właściwie mierzoną jest indukcja magnetycz-
na, lecz przyjęto stosować nazwę pole magne-
tyczne).Można je przedstawić za pomocą trzech
wielkości: 2 składowych – pionowej Z (mie-
rzonej pionowo w dół), składowej poziomej H
– oraz deklinacji D (deklinacja magnetyczna
jest to kąt pomiędzy południkiem geograficz-
nym a magnetycznym w miejscu obserwacji;
mierzy się ją w kierunku wschodnim). Innym
sposobem przedstawienia pola może być poda-
nie wartości całego natężenia pola F, deklinacji
D i inklinacji f (inklinacja jest to kąt, który two-
rzy wektor F z poziomem; Inklinację mierzoną
w dół od poziomu uważamy za dodatnią). Rza-
dziej stosuje się składowe X(północ)
Y(wschód) Z(pionowo dół).

Burze magnetyczne:
Zmiany zaburzone pola geomagnetycznego składają się z szeregu z szeregu nakładających się
elementów, które można poklasyfikować : zmiany periodyczne – zaburzone dobowe zmiany
słoneczne o okresie doby słonecznej i pulsacje magnetyczne, których okres wynosi kilka mi-
nut, zmiany zatokowe (kształt zatoki na magnetogramie), zmiany aperiodyczne, które wystę-
pują w czasie burz magnetycznych przede wszystkim na składowej poziomej. Główną część
zaburzeń stanowią nieprawidłowe fluktuacje, które składają się z szeregu następujące po sobie
zmian o różnych okresach i amplitudach. Burzom magnetycznym towarzyszy niejednokrotnie
zjawisko zórz polarnych (na dużych szerokościach). A.Humbolt stwierdził, że najsilniejsze z
nich zaczynają się niemal równocześnie na całej Ziemi i że powodują zmniejszanie składowej
poziomej pola, która następnie rośnie powoli do poprzedniej wartości. Cechą większości burz
jest nagłość ich pojawiania się. Pierwszy krótki impuls zwiększa natężenie składowej pozio-
mej (od 30min do 1h). Zmniejszanie się natężenia składowej H trwa kilka godzin, a powrót do
stanu normalnego może trwać kilka dni. W czasie burzy amplituda zmian pola może osiągać
kilka tysięcy nanotesli.

Indukcja elektromagnetyczna we wnętrzu Ziemi:
Zmiany pola geomagnetycznego o okresach od kilu sekund do kilku tysięcy lat indukują prądy
elektryczne w przewodzących warstwach Ziemi. Nazwane prądami tellurycznymi, są źródłem
wtórnych składowych pola, które się dodają do składowych pochodzących od źródeł ze-
wnętrznych. Rozkład i natężenie prądów tellurycznych zależą od częstości zmian oraz od roz-
kładu przewodności we wnętrzu Ziemi; zmiany o okresach krótszych indukują prądy płyt-
szych warstwach. Natężenia zewnętrznego, pierwotnego pola geomagnetycznego można

przedstawić analitycznie jako szereg funkcyjny o wyrazach zależnych od współrzędnych geo-
graficznych, promienia ziemskiego a i odległości od środka Ziemi r w postaci czynników
(r/a)^n. W wypadku wewnętrznej, wtórnej składowej pola ta zależność ma postac (a/r)^(n+1).
Dzięki tej różnicy można rozdzielić obserwowane na pow Ziemi zmiany pola na części po-
chodzące od źródeł zewnętrznych i od prądów tellurycznych, a następnie otrzymać rozkład
przewodności elektrycznej.