Jordmagnetisme. Fig. 1. Feltlinjebildet for en magnetisk dipol i Jordens sentrum. Sløyfen merket I viser hvilken retning en strøm i Jordens indre må ha for å gi et slikt dipolfelt.

Jordmagnetisme av Kunnskapsforlaget/※. Gjengitt med tillatelse

Jordmagnetisme. Fig. 2. De magnetiske komponenter av feltet B i tre koordinatsystemer, kartesisk (blå), polar (rød) og sfærisk (grønn).

Jordmagnetisme av Kunnskapsforlaget/※. Gjengitt med tillatelse

Jordmagnetisme. Fig. 3. Isomagnetisk kart basert på modellberegninger av det totale jordmagnetiske felt. Konturene forbinder punkter med samme magnetiske feltstyrke. Tallene angir feltstyrke i mikrotesla. Magnetfeltet har maksimalverdier i Nord-Canada og Sibir og over Victoria Land i Antarktis, mens det i et område utenfor kysten av Sør-Amerika når en minimumsverdi.

Jordmagnetisme av Kunnskapsforlaget/※. Gjengitt med tillatelse

Jordmagnetisme, geomagnetisme, det magnetfelt som finnes på Jorden. Sett utenfra vil Jorden være å betrakte som en magnetisert kule, hvor magnetiske kraftlinjer, feltlinjer, stråler ut fra ett område, magnetisk sydpol, og trekkes inn mot et annet område, magnetisk nordpol. (Fra definisjon av magnetisme er imidlertid Jordens magnetiske nordpol den polen som feltmessig tilsvarer sydpolen på en magnet.) 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, dvs. kurver som viser retningen på feltet. Feltstyrken ved polene er den dobbelte av styrken ved ekvator, henholdsvis ca. 60 000 nT (nanotesla) og 30 000 nT 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 poler (rotasjonspolene) og de magnetiske (di-)poler (se geomagnetiske poler).

Nærmere studier av jordfeltet 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 jordradier. Lenger ut vil påvirkning fra solvinden og elektriske strømmer gi betydelig deformasjon av feltet (se magnetosfæren).

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 fig. 2).

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

I et sfærisk system blir de tre jordmagnetiske elementene den totale feltstyrken, og de to vinkler 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 komponent 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 (di-)poler 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.

Observasjoner av magnetfeltet viser at mer enn 90 % av feltet har sitt opphav i Jordens indre. De øvrige ca. 10 % 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 teori, 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, vil ha mistet sin magnetisme (temperaturen ligger over Curie-punktet).

Den mest sannsynlige kilde til jordmagnetisme er elektriske strømmer. Man mener at det skjer en dynamoprosess i 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 kjernen.

Magnetfeltet forandrer seg stadig, både i styrke og retning. Den mest dramatiske forandring 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 ca. 5000 år. Men det er store variasjoner i hvor lang tid som går mellom hvert omslag. I gjennomsnitt kan man vente at feltet snur omtrent hvert 500 000 til 1000 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 med tidsskala fra dager til minutter. Typiske sekulære variasjoner er forandringer i retningen av dipolaksen, slik at de magnetiske poler forflytter seg, og i feltstyrken. I løpet av de siste 100 år har f.eks. magnetfeltet minket med ca. 6 %. Opphavet til disse forandringene antas å være sekundæreffekter i dynamoprosessen.

De hurtigere variasjoner i magnetfeltet skyldes alt vesentlig strømmer i ionosfæren og magnetosfæren. Disse globale strømsystemene er knyttet til energiinnstrømning fra Solen til Jordens magnetosfære og atmosfære. Magnetfeltvariasjonene vil dermed i tillegg til døgnlige variasjoner, fremvise periodiske svingninger knyttet til Solens 27-dagers rotasjonsperiode og 11-årsperioden i solaktiviteten. De regulære døgnlige forandringer er forholdsvis beskjedne (størrelsesorden promille). De voldsomste forandringene forekommer som ikke-periodiske forstyrrelser i forbindelse med utbrudd på Solen. Slike magnetiske stormer er sterkest i polarområdene, og er da forbundet med nordlys og forstyrrelser i ionosfæren. Under de sterkeste stormene kan forandring i styrken av totalfeltet være opp til 2–3 %. Horisontalkomponenten av feltet blir sterkest påvirket, og man kan oppleve variasjoner på 10–15 % i den horisontale feltstyrke, og retningsforandringer (forandring i misvisningen) på opp til 10° i løpet av noen timer.

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 spesielt instrumentert for magnetfeltmålinger. Se magnetfeltsatellitter.

Gjennom historien har nok bruken av magnetfeltet som hjelpemiddel i navigasjon (kompass) vært det som de fleste vil se på som den største 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). Men den aller største betydning ligger nok i den rolle magnetfeltet har for fysiske prosesser i det nære verdensrom. 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.

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 Christoffer Hansten (kartlegging) og Kristian Birkeland (magnetiske stormer og nordlys). Både under det første og andre internasjonale polarår, henholdsvis 1882–83 og 1932–33, var en av hovedoppgavene å studere Jordens magnetfelt.

Om jordmagnetisme hos forskning.no

Foreslå endringer i tekst

Foreslå bilder til artikkelen

Kommentarer

Har du spørsmål til artikkelen? Skriv her, så får du svar fra fagansvarlig eller redaktør.

Du må være logget inn for å kommentere.