Magnetické pole

Již ve starověkém Řecku  byly lidem známy přitažlivé vlastnosti magnetitu. V Číně byl v 10. století zkonstruován první kompas a magnetické pole Země začalo být využíváno pro (námořní) navigaci. Původ zemského magnetického pole byl zpočátku připisován působení Polárky či magnetitových hor na severu. V roce 1600 anglický učenec William Gilbert poprvé vyslovil hypotézu, že Země samotná je veliký magnet. Dnes víme, že hlavní část magnetického pole, tzv. vnitřní pole, je buzena dynamovými procesy v kapalném vnějším jádře. V prvním přiblížení je to pole elementárního magnetického dipólu umístěného ve středu Země s osou skloněnou o 11^o vůči rotační ose. Magnetickým dipólem lze vysvětlit asi 80% pozorovaného pole, zbylých 20% připadá na tzv. nedipólové pole.

Velikost vektoru magnetické indukce B v polárních oblastech je asi 60 000 nT, v rovníkové oblasti  asi 30 000 nT (pro srovnání tyčový magnet má B ~ 10 mT, elektromagnet B ~ 100 mT – magnetické pole Země je tedy relativně slabé). Kromě vnitřního magnetického pole buzeného v jádře pozorujeme i pole vnějších zdrojů. To souvisí se slunečním větrem a procesy v ionosféře a magnetosféře. Jeho amplituda je velmi malá ve srovnání s vnitřním (1-2%), je však pozoruhodné svou proměnlivostí. Analýza změn vnějšího pole umožňuje např. studovat rozložení elektrické vodivosti v nitru Země [4].

Pro popis magnetického pole se používají většinou severní (X), východní (Y) a vertikální (Z) složky vektoru magnetické indukce B, nebo velikost horizontální složky (H) a dva úhly. Úhel mezi vektorem magnetické indukce a vodorovnou rovinou – inklinace - a úhel mezi horizontální složkou a směrem k zeměpisnému severu – deklinace. Měření probíhají kontinuálně v geomagnetických observatořích, jsou ale velké oblasti, kde stanice nejsou (oceány, rozvojové země), a proto se zřizují dočasné stanice pro potřeby jednotlivých projektů. Ty mohou být umístěné na lodích, v letadlech. Velmi významná jsou v současnosti družicová měření.

Vně Země, v nevodivé atmosféře lze intenzitu magnetického pole vyjádřit pomocí skalárního potenciálu U . Tento potenciál lze psát jako řadu sférických harmonických funkcí

kde  jsou přidružené Legendrovy funkce, jsou koeficienty potenciálu, a je střední poloměr Země, μ_o permeabilita vakua a r, υ, φ jsou sférické souřadnice.

V rozvoji potenciálu je dominantní příspěvek prvního stupně (n=1), který reprezentuje magnetický dipól. Dipól je v tomto případě geocentrický, není však orientován souhlasně s rotační osou Země.  Body, kde jeho osa protíná zemský povrch, se nazývají geomagnetické póly.

Stejně jako se mění vnější pole, mění se i vnitřní, ovšem mnohem pomaleji. První z časových "vnitřních" změn je tzv. sekulární variace, což jsou změny na časových škálách řádově stovek až tisíců let (obr.15). Ta se týká dipólové i nedipólové složky magnetického pole.

Obr. 15: Sekulární variace magnetického pole. Změny inklinace a deklinace. Měření pro stanici v Londýně v průběhu několika staletí. Převzato z [3].

Sekulární variace dipólové složky se projevuje změnou polohy pólů (obr.16) a změnou velikosti dipólového momentu (v současné době klesá asi o 0,4*10²² A.m² za sto let). Geomagnetická osa vykonává jakousi (nepravidelnou) precesi kolem osy rotační. Šířková odchylka magnetického a zeměpisného pólu v dlouhodobém průměru není větší než 10^o v několika posledních miliónech let. Sekulární variace nedipólové složky se projevuje tzv. západním driftem, kdy se její konfigurace  pohybuje po povrchu směrem k západu. Podíváme-li se na mapu nedipólové složky libovolného magnetického elementu (X, Y, Z, D, I) existuje na nich asi 6 nebo 8 výrazných maxim a minim kontinentálních rozměrů. Tato maxima se pohybují po zemském povrchu statisticky směrem k západu rychlostí přibližně 0,2^o zeměpisné délky za rok.

Obr. 16: Křivka putování magnetického pólu.

Inverze magnetického pole

Měření magnetického pole máme k dispozici od 16. stol., kdy vznikly první mapy deklinace a inklinace. Data pro starší období lze získat paleomagnetickými metodami. Paleomagnetismus je disciplína, která studuje magnetické pole v minulosti pomocí magnetizace hornin. Využívá toho, že hornina v sobě nese informaci o geomagnetickém poli v době svého vzniku. Vyvřelá hornina získává tzv. termoremanentní magnetizaci při chladnutí taveniny pod Curiovou teplotou. Směr termoremanentní magnetizace je shodný se směrem zemského magnetického pole v době tuhnutí horniny. Tato informace zůstává v hornině zakódována i přes všechny další procesy, kterými hornina prošla (i takovými, které mohou ovlivňovat magnetizaci). Podobně sedimentární horniny získávají sedimentární remanentní magnetizaci zaznamenávající směr zemského pole v době, kdy hornina sedimentovala. Tato magnetizace je méně spolehlivá než termoremanentní, protože horniny při usazování mohou být strhávány víry, nebo zaujmout jiné natočení, které neodpovídá směru zemského pole, kvůli vhodnému umístění na podkladu.

Analýzou paleomagnetických dat se ukázalo, že dochází ke specifickému typu změny pole – střídání období s normální (tj. současnou) a obrácenou polaritou pole. Tomuto jevu říkáme inverze. Je to spontánní nepravidelná změna polarity zemského dipólu. Nejlépe se tento jev studuje v místech s mocnými vrstvami sedimentárních hornin (a lávových výlevů) nad sebou,kde můžeme sledovat historii pole v období až miliónů let. Stáří vzorků určujeme radiometrickým datováním.

Obr. 17:  Změny polarity magnetického pole. Černě jsou vyznačena období normální polarity, bíle opačné. Měření byla od r. 1963 postupně během let doplňována o další data a časová škála inverzí byla zpřesňována.

V posledních asi 5 mil.let byla typická doba trvání jedné polarity asi 0,1-1 mil.let (obr. 17). Pro období starší není už radiometrické datování stáří vyvřelých hornin dostatečně přesné. Proto se využívá pásových magnetických anomálií podél oceánských hřbetů. Na středooceánských hřbetech si nově přibývající kůra uchovává informaci o geomagnetickém poli v době svého vzniku. S tím, jak je odsouvána od hřbetu, vznikají pásy o magnetizaci  odpovídající normální či opačné polarizaci (obr. 18). Díky nim známe průběh inverzí pro minulých 170 mil.let. Kromě úplného přepólování dochází někdy i k nedokončenému, tzv. exkurzi geomagnetické osy (pól se posunul o několik desítek stupňů do nižších šířek).

Obr. 18: Pásové magnetické anomálie. Když oceánská kůra "přirůstá" na hřbetu, získává při svém chladnutí magnetizaci odpovídající normální (černá) nebo opačné (bílá) polaritě pole.

Vlastní proces přepólování proběhne během asi 10³-10⁴ let, je tedy vzhledem k době trvání jedné polarity poměrně rychlý. Během přepólování intenzita silně poklesne (až na 20% normální hodnoty) a dipólová složka zcela vymizí. I během tohoto procesu je Země chráněna magnetickým polem, které je tvořeno pouze nedipólovou složkou.