jordmagnetisme

Retningen av feltet og variasjoner i styrke i Jordens umiddelbare nærhet er svært likt det man ville få dersom man plasserte en stavmagnet, en magnetisk dipol med et magnetisk moment på 7,91 · 10²² Am², i Jordens sentrum. Feltet som omgir Jorden kaller man et dipolfelt.

Magnetfeltet blir ofte anskueliggjort ved hjelp av feltlinjer, det vil si kurver som viser retningen på feltet. Feltstyrken ved polene er den dobbelte av styrken ved ekvator, henholdsvis cirka 60 mikrotesla og 30 mikrotesla ved Jordens overflate. Forflytter man seg utover fra Jorden, vil feltet avta med tredje potens av avstanden (1/R³).

Figur 1 viser feltlinjebildet fra en dipol i Jordens sentrum. Ved polene er feltet vinkelrett på jordoverflaten, og ved ekvator er feltet horisontalt. Dipolaksen faller imidlertid ikke sammen med Jordens rotasjonsakse. Dermed vil man få en forskyvning mellom de geografiske polene (rotasjonspolene) og de magnetiske polene (se geomagnetiske poler).

Nærmere studier av Jordens magnetfelt viser imidlertid at det er avvik fra dipolfeltmodellen. Lokale og regionale uregelmessigheter ved jordoverflaten og nær Jorden skyldes delvis at dipolen er litt forskjøvet i forhold til Jordens sentrum og delvis variasjoner i jordskorpens egenskaper. I store trekk vil dipolfelt-representasjonen være tilnærmet riktig ut til 4–5 ganger Jordens radius. Lenger ut vil påvirkning fra solvinden og elektriske strømmer gi betydelig deformasjon av feltet (se magnetosfæren).

Observasjoner av magnetfeltet viser at mer enn 90 prosent av feltet har sitt opphav i Jordens indre. De øvrige cirka 10 prosentene skyldes magnetisering i jordskorpen og forskjellige strømsystemer i ionosfæren og magnetosfæren.

Det er gjennom tidene blitt foreslått mange teorier for å forklare hvordan magnetfeltet dannes. Den eldste teorien, at Jorden selv er en stor magnet, har holdt seg levende langt inn i moderne tid, men må forkastes fordi temperaturen i Jordens indre er så høy at alle kjente materialer som skulle kunne gi en slik permanent magnetisk effekt, ville ha mistet sin magnetisme (temperaturen ligger over curietemperaturen).

Den mest sannsynlige kilden til jordmagnetisme er elektriske strømmer. Man mener at det skjer en dynamoprosess i den ytre delen av Jordens kjerne, hvor det flyter elektrisk ledende masse i et kildefelt slik at det blir generert en elektrisk strøm. Denne strømmen setter opp et nytt magnetfelt, som igjen vekselvirker med massestrømmen slik at magnetfeltet forsterkes. Forutsetninger for denne mekanismen er at man har et kildefelt, en elektrisk ledende, flytende masse og en mekanisme som gir en vridning i massestrømmen. I Jordens indre er alle disse betingelsene til stede. Drivkraften for strømmen er termisk oppvarming. Man trodde lenge at denne prosessen hentet sin energi fra kjernereaksjoner i Jordens indre. I dag mener man at energien kommer fra størkningsprosesser i den flytende delen av kjernen.

Magnetfeltet forandrer seg stadig, både i styrke og retning. Den mest dramatiske forandringen er at hele feltet skifter retning, slik at sydpol og nordpol bytter plass. Dette har skjedd flere ganger i løpet av Jordens historie. Selve skiftet skjer forholdsvis hurtig, sett i en geologisk tidsskala, over en periode på omtrent 5000 år. Men det er store variasjoner i hvor lang tid det går mellom hvert omslag. I gjennomsnitt kan man vente at feltet snur omtrent hvert 500 000 til 1 000 000 år.

Det er usikkert hva som utløser disse polaritetsvekslingene. Årsaken finnes sannsynligvis i selve dynamoen i Jordens indre, hvor det kan oppstå ustabiliteter som under spesielle forhold kan vokse og endre feltets retning i forhold til det opprinnelige.

I de mer normale forandringer i magnetfeltet skiller man mellom sekulære variasjoner – langsomme forandringer over år eller hundreår – og mer hurtige forandringer som skjer i løpet av en tidsskala fra dager til minutter.

Magnetfeltmålinger utføres med spesielle instrumenter, magnetometre. Med disse instrumentene måler man enten totalfeltet eller de enkelte feltkomponenter.

De eldste og enkleste magnetometre er basert på kompassprinsippet, en magnetisert stav som stiller seg inn i magnetfeltets retning. De forskjellige feltkomponenter måles ved å henge opp magnetstavene i forskjellige retninger. Mer avanserte, moderne magnetometre benytter andre prinsipper: induksjon av strømmer, kjerneegenskaper, forandring av materialers magnetiske og elektriske egenskaper og bevegelse av ladede partikler i magnetfeltet.

Magnetfeltet overvåkes kontinuerlig, og det finnes et verdensomspennende nett av observatorier for magnetiske målinger, som rapporterer inn til datasentre. I Norge er observatoriene i Tromsø og på Dombås de eldste. Det er også magnetiske målestasjoner på flere av de norske arktiske øyer: Svalbard (Ny-Ålesund), Jan Mayen, Hopen og Bjørnøya. Man har også satellitter som er spesielt instrumentert for magnetfeltmålinger. Til sammen benyttes dataene fra observatorier og satellitter til å oppdatere globale modeller av Jordas magnetfelt cirka hvert femte år eller oftere. Eksempel på en slik modell er International Geomagnetic Reference Field (IGRF).

Gjennom historien har nok bruken av magnetfeltet som hjelpemiddel i navigasjon (kompass) vært det de fleste vil se på som av størst praktiske nytte. Feltet blir også brukt som referanse ved innretting og stabilisering av satellitter. Videre blir magnetfeltet utnyttet i geologiske studier (paleomagnetisme) og i malmleting (magnetisk prospektering). Blant moderne anvendelser er horisontal brønnboring, for eksempel i forbindelse med utvikling av oljefelter, hvor man bruker magnetometer for å bestemme retningen man borer. Det foregår også utredninger om magnetfeltet kan benyttes til navigasjon for fly som erstatning for satellittbasert posisjonering. De aller fleste moderne innretninger som brukes til navigasjon, fra mobiltelefoner til navigasjonssystemer i biler, er også utstyrt med magnetfeltregistrering og en magnetisk modell, for å bestemme retning.

Aller størst betydning ligger nok i den rollen magnetfeltet har for fysiske prosesser i det nære verdensrommet. Feltet er her en kontrollerende faktor som påvirker koblingen mellom vårt jordnære verdensrom (magnetosfæren) og partikkelstrømmen i det interplanetare rom. Feltet skjermer oss for mye av partikkelstrålingen, og har dermed en avgjørende betydning for liv og forhold på Jorden (se også romvær).

Kineserne var sannsynligvis de første som innså at Jorden omgir seg med et magnetisk felt, men det er usikkert hvor langt tilbake i tiden denne kunnskap strekker seg. Kompasset ble imidlertid brukt i Kina i begynnelsen av vår tidsregning og av europeiske sjøfolk på 1100-tallet. Oppdagelsen av misvisningen blir ofte tilskrevet Columbus, men var i virkeligheten kjent lenge før hans tid både i Kina og Europa. Den første vitenskapelige avhandling om Jordens magnetfelt kom fra engelskmannen William Gilbert. I år 1600 utgav han sitt seksbinds verk De Magnete hvor han sier at «Jorden selv er en stor magnet», og at kilden til magnetfeltet er å finne i Jordens indre. Andre pionerer i utforskningen av jordmagnetismen er Edmund Halley (teorier), Georg Graham (variasjoner i magnetfeltet), Anders Celsius (variasjoner i magnetfeltet og nordlys), Carl Friedrich Gauss (matematisk analyse) og de norske forskere Christopher Hansteen (kartlegging) og Kristian Birkeland (magnetiske stormer og nordlys). Både under det første og det andre internasjonale polarår, henholdsvis 1882–1883 og 1932–1933, var en av hovedoppgavene å studere Jordens magnetfelt.

For å beskrive magnetfeltet må man angi både størrelse og retning på feltet. Et slikt felt kaller man et vektorfelt. For å fastsette feltvektoren på et tilfeldig sted på Jorden må man bruke et koordinatsystem. Dette kan for eksempel være et rettvinklet (kartesisk) system hvor den ene aksen, x, peker mot geografisk nordretning, den andre, y, mot geografisk øst, og den tredje, z, vertikalt nedover (se figur 2).

I et polarkoordinatsystem vil feltvektoren defineres ved størrelsen på det horisontale feltet, H, vinkelen mellom geografisk nordretning og den horisontale feltretningen, D, og den vertikale feltkomponenten, z.

I et sfærisk system blir de tre jordmagnetiske elementene den totale feltstyrken, og de to vinklene mellom geografisk nord og horisontalfeltet og mellom horisontalplanet og retningen av totalfeltet.

I studier av jordmagnetisme blir alle tre systemer brukt. En kompassnål vil peke i samme retning som den horisontale komponenten av feltet, altså mot den magnetiske pol. En forskjell mellom retningen mot magnetisk og geografisk pol, vinkelen D, kalles deklinasjon, eller misvisning. Den regnes positiv østover og negativ vestover. Vinkelen mellom horisontalplanet og retningen på totalfeltet kalles inklinasjonen, I. Ved magnetisk ekvator er inklinasjonen 0° og ved de magnetiske dip-polene er den 90°. Retningen av horisontalfeltet og inklinasjonen gir grunnlag for å lage kart i et magnetisk orientert nett, med geomagnetisk lengde og bredde, helt analogt med lengde- og breddekurver i et geografisk kart. De magnetiske meridianene er halvsirkler som går fra pol til pol, og breddekurvene blir sirkler som står vinkelrett på meridianene.

• Jordas magnetiske poler
• magnetisme
• magnetosfæren