Ugrás a tartalomhoz

Földi mágneses mező

Ellenőrzött
A Wikipédiából, a szabad enciklopédiából

A földi mágneses mező a Földet körülvevő és átható mágneses tér, amely három fő összetevőből áll.[1]

A Föld mágneses mezeje és a Nap: A bolygó magnetoszférája leárnyékolja a Föld felszínét a napszél töltött részecskéitől (nem méretarányos, szemléltető ábrázolás).

A mágneses mező mintegy 95%-át a Föld külső, folyékony vas–nikkel magjában működő geodinamó hozza létre. Ez a dinamómechanizmus az olvadt anyag mozgása nyomán elektromos áramokat indukál, amelyek kiterjedt mágneses teret gerjesztenek. A fő mágneses komponens lassú időbeli változásoknak van kitéve, és tízezres évek skáláján a felszínen közelítőleg egy ferde mágneses dipólus alakját ölti, amelynek tengelye mintegy 11,3°-kal tér el a Föld forgástengelyétől.[1] Hosszabb időszakok között geomágneses kitérések (exkurziók) is előfordulnak, amelyek akár pólusváltásokhoz (poláris inverziókhoz) is vezethetnek.[2]

A második összetevő a Föld környezetében lévő elektromos áramokhoz kapcsolódik, amelyek az ionoszférában és a magnetoszférában keletkeznek. Ez a rész a felszíni mágneses tér teljes intenzitásának körülbelül 1–3%-át adja.[1] Az ionoszférában a szelek által keltett elektromos áramok napi és éves periodicitást mutatnak (ún. sq-effektus), míg a magnetoszféra alakját és erőterét a napszél befolyásolja: a Földet a napszél a nappali oldalon összenyomja, az éjszakai oldalon pedig hosszú mágneses farokká nyújtja. Az így létrejövő geomágneses viharok gyors változásokat okoznak a mágneses térben, ami egyrészt sarki fényekhez vezet, másrészt megzavarhatja a rádiós kommunikációt és a navigációs rendszereket.[3]

Gömb mágneses mezeje

A harmadik komponens a földkéregben rögzült, ún. remanens mágnesezettségből származik. Ez a rész térben erősen változó, és a felszín közelében a helyi kőzetek, különösen az érctelepek mágneses tulajdonságai határozzák meg. Ezek a lokális „anomáliák” a teljes mágneses tér néhány százalékát is kitehetik. A remanens mágnesezettség csak geológiai időskálán változik jelentősen.[4]

A Föld legősibb ásványaiban, a több mint négy milliárd éves cirkonokban kimutatott ferromágneses zárványok arra utalnak, hogy a földi mágneses mező már a bolygó kialakulásának korai szakaszában is létezett.[5] A különböző kőzetformációk mágneses irányultsága alapján a földtörténet során számos pólusváltás rekonstruálható, amit a magnetosztratigráfia vizsgál.[6]

A földi mágneses tér erőssége és iránya a földrajzi helyzettől függ. Németországban például a vízszintes komponens mintegy 20 mikrotesla, a függőleges pedig körülbelül 44 mikrotesla.[1] A mágneses mező irányultsága a mágneses déltől a mágneses észak felé mutat. A Föld mágneses pólusai a földrajzi Északi-sark, illetve a földrajzi Déli-sark közelében találhatók. A mágneses tengely és a forgástengely közötti eltérés következtében a mágneses deklináció a Föld különböző pontjain más és más.

A mágneses tér több tízezer kilométerre terjed ki az űrbe, és ezt a térséget magnetoszférának nevezzük. A magnetoszféra a Földet védi a napszél töltött részecskéinek jelentős részétől, és egyben fontos szerepet játszik a sugárzási övek kialakulásában is.

A földi mágneses mezőt a geofizika számos területén felhasználják, többek között a geofizikai kutatásban, az ásványkutatásban, valamint a navigációban és az iránytű működésének alapjaként.[7]

Kutatástörténet

[szerkesztés]
Az inklinációs térkép 1860-ból
A Föld mágneses inklinációs térképe 2010-ben. A zöld, 0°-os izoklína jelöli a mágneses egyenlítőt.

A kínaiak és a mongolok már több mint ezer évvel ezelőtt felismerték, hogy a mágnesezett testek észak felé mutatnak. Az iránytű (vagyis a „száraz” kompasz) 12. századi feltalálását követően vált lehetővé a földi mágneses tér egyes komponenseinek – például a deklinációnak és az inklinációnak a minőségi mérése.

1600-ban az angol orvos és természettudós William Gilbert megjelentette De Magnete című művét, amelyben elsőként ismerte fel, hogy a Föld maga a kompassz tűjének irányultságát meghatározó mágneses tér forrása.[8] Néhány évtizeddel később Henry Gellibrand londoni mérései kimutatták, hogy a földi mágneses tér nem állandó, hanem időben lassan változik.

A 18–19. század fordulóján Alexander von Humboldt végzett rendszeres méréseket a porosz bányászatban és tudományos expedíciói során. Carl Friedrich Gauß Göttingenben létrehozta az első geofizikai obszervatóriumot, és 1832-ben megalkotta az első nagy érzékenységű magnetométert. Felismerte, hogy a mágneses tér időbeli változásainak okait csak világszerte, egyidejűleg végzett mérésekből lehet meghatározni. Ennek érdekében megalapította a Mágneses Egyesületet, amely a brit Royal Society (Sir John Henry Lefroy közreműködésével) támogatásával 1836-tól kezdve gyűjtött adatokat. Gauß és Wilhelm Eduard Weber ezek feldolgozásával 1839-ben kimutatták, hogy a statikus mágneses tér fő része a Föld belsejéből származik, míg a rövid távú változások külső eredetűek.[9]

1841-ben James Clark Ross Antarktisz-kutató expedíciója során közelítő számítással meghatározta a mágneses Déli-sark földrajzi helyzetét.[10]

Nemzetközi mérési kampányokat rendeztek az 1882–1883-as, az 1932–1933-as, valamint az 1957–1958-as Nemzetközi Geofizikai Év idején is. Ezek során a korábbi, mechanikus magnetométereket – mint a mágneses mérlegek és a torziós eszközök – fokozatosan felváltották az indukciós és atomelven működő (szaturációs magos, fluxgate-szondás, protonos és céziumos) magnetométerek.[11]

A német iparban a precíziós mérőműszerek fejlesztése szorosan összefonódott a kutatással, különösen a potsdami Askania-gyár tevékenységével. Adolf Schmidt mágneses mérlege (Schmidtsche Feldwaage) világszerte elterjedt eszközzé vált, amely a helyi mágneses tér mérése mellett kőzetminták mágnesezettségének meghatározására is alkalmas volt.

A földi mágneses tér térbeli eloszlásáról kezdetben főként a hajózás szolgáltatott adatokat, később azonban ezt a feladatot egyre inkább mesterséges műholdak vették át: Magsat (1980), a dán Ørsted (1999), a négytagú Műhold-flotta (2000), a CHAMP (2000) és a Swarm (2013). E műholdak révén a lassú, globális változások térbeli lefedettsége ma már kiváló, ugyanakkor a gyors, rövid idejű ingadozások megfigyelésében továbbra is nélkülözhetetlenek a világ több mint 200 működő geomágneses obszervatóriuma.

A mágneses tér erőssége és alakja

[szerkesztés]
A Föld mágneses terének komponensei dipólus-közelítésben, a földrajzi szélességtől függően.
A Föld mágneses terének változása 1900 óta Mollweide-vetületben, az IGRF modell alapján, nanoteslában.[12]
A földi mágneses tér gyors változása egy mágneses vihar során (2001. március 31., Ile-Ife, Nigéria)

Az Egyenlítő környékén a földi mágneses tér erőssége, vagyis a mágneses fluxussűrűség, mintegy 30 µT (mikrotesla). A pólusok közelében ez az érték megközelítőleg kétszer ekkora. Közép-Európában átlagosan 48 µT mérhető, ebből körülbelül 20 µT a vízszintes, 44 µT pedig a függőleges komponens.

Az iránytű a Föld nagy részén nagyjából a földrajzi észak felé mutat, de az eltérést a valódi északi iránytól deklinációnak (vagy mágneses elhajlásnak) nevezik. Ez a különbség a magas földrajzi szélességeken a legnagyobb és legváltozékonyabb, mivel a geomágneses pólusok nem esnek egybe a földrajzi pólusokkal. A geomágneses „északi pólus” fizikailag valójában mágneses déli pólusnak felel meg.

Már a közepes földrajzi szélességeken is a függőleges komponens (a képen bíbor színnel) erősebb, mint a vízszintes (sárga), ami azt jelenti, hogy a mágneses inklináció meghaladja a 45°-ot – például Németországban körülbelül 60°.[13] Az inklinációs térképeken a mágneses erővonalak dőlésszöge az adott hely földrajzi helyzetétől függ. Ha összekötjük azokat a pontokat, ahol a mágneses erővonalak vízszintesen futnak, megkapjuk a mágneses egyenlítőt.

A földi mágneses tér a felszínen mintegy 90%-ban leírható egyetlen mágneses dipólus modellel. Ez a dipólus nem pontosan a földrajzi pólusokhoz igazodik: 2015-ben tengelye körülbelül 9,6°-kal tért el a Föld forgástengelyétől.[14]

Egyszerűsített modellként a Föld mágneses tere egy enyhén megdöntött, a bolygó középpontjától mintegy 450 km-rel eltolódott „rúd mágnesnek” felel meg, amely 140° keleti hosszúság irányába tolódik el (lásd Dél-atlanti anomália). A mágneses dipólusmomentum értéke:

(IGRF-11, 2010)

Éves változása körülbelül

Az SI-mértékegységrendszerben a mágneses dipólusmomentumot szimbólummal, amper-négyzetméterben (A·m²) adják meg, és a mágneses állandó segítségével számítható:

A dipólus közelítésével a mágneses tér nagysága a Föld középpontjától mért távolság () és a mágneses szélesség () függvényében:

[15]

A Földköpeny belsejében a mágneses fluxussűrűség a mélységgel jelentősen nő, miközben a tér szerkezete egyre inkább eltér a dipólusmodelltől. A pontosabb közelítésekhez többpólusú modelleket használnak, mint például az aktuális International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Ebben a földi teret egy potenciálmező formájában írják le, amelyet gömbfüggvények soraként fejeznek ki. A legfrissebb Gauss-koefficiensek (gml és hml) az IGRF adatbázisban találhatók.[16]

A földi mágneses főtérben, a Föld testén kívül tárolt energia nagyságrendileg 1018 joule, a bolygó belsejében pedig ennél mintegy százszor nagyobb. Pontos értéket nem lehet megadni, mert a mágneses tér forrásai elosztott elektromos áramok, ahol a helyi energiasűrűség különösen nagy, és a „rúd mágnes” egyszerű modellje nem alkalmazható.

A mágneses tér stabilitása

[szerkesztés]

A múltban

[szerkesztés]

A paleomágneses kutatások célja a földi mágneses tér múltbeli változásainak rekonstruálása, a kőzetekben fennmaradt remanens nyomok alapján. Az óceáni kéreg – amely jellemzően 100 millió évnél fiatalabb – mágneses vizsgálatai részletes képet adnak a Föld közelmúltbeli mágneses történetéről. Ezekből kiderül, hogy a fő mágneses tér hosszabb időszakokon át viszonylag stabil marad, de intenzitása ingadozik, és a geológiai idők során többször is megfordult.

Pólusváltások

[szerkesztés]

A mágneses pólusváltások (vagy pólusugrások) átlagosan 250 000 évente következtek be. A legutóbbi körülbelül 780 000 évvel ezelőtt történt, az úgynevezett Brunhes–Matuyama-pólusváltás idején.[17] A legkorábbi ismert pólusváltás mintegy 3,25 milliárd évvel ezelőtt zajlott le.[18]

A teljes pólusváltásoknál gyakoribbak az úgynevezett geomágneses kitérések, amikor a mágneses tér rövid időre legyengül, majd ugyanabba az irányba áll vissza. Az elmúlt 10–78 ezer évben két ilyen eseményt ismerünk: a Laschamp-eseményt és a Mono Lake-kitérést.[19] Az ilyen kitérések során a mágneses tér néhány ezer év alatt gyengül le és erősödik vissza; maga a fordulat azonban ennél sokkal rövidebb ideig, akár évszázadok alatt is lezajlhat. Ilyenkor a mágneses dipólus jellege megszűnik, és több gyenge „pólusfolt” jelenhet meg, akár az alacsonyabb földrajzi szélességeken is. Az Appenninek tavi üledékeiből származó adatok szerint a Brunhes–Matuyama-váltás kevesebb mint száz év alatt ment végbe.[20]

A jelenben

[szerkesztés]
A mágneses északi pólus gyors vándorlása az elmúlt évtizedekben

A Föld mágneses pólusai nem állandó helyzetűek. Az arktiszi mágneses pólus jelenleg Kanada északi területein halad évente mintegy 30 km-t északnyugat felé, vagyis naponta körülbelül 90 m-t. A vándorlás sebessége és iránya is folyamatosan változik. A Gauß kora óta eltelt időszakban a földi mágneses tér erőssége mintegy 10%-kal csökkent, ebből az elmúlt száz évben körülbelül 6%-ot – hasonló ütemben, mint a Laschamp-esemény idején.[21]

A gyors változás pontos oka nem ismert. Még ha a geodinamó működése hirtelen le is állna, a mágneses tér elméletileg csak több tízezer év alatt tűnne el. A kutatók ezért feltételezik, hogy a Föld magjában a tér már részben helyileg megfordul, és egy új „ellenmező” épül fel, amely a globális mezőt sokkal gyorsabban gyengíti, mint a természetes lecsengés tenné.

A jövőben

[szerkesztés]

A Dél-atlanti anomália terjedésének modellezése alapján a jelenség az elmúlt 400 év adataiból extrapolálva már 2034 ± 3 körül a Föld teljes déli féltekéjét lefedheti.[22] Az ESA Swarm műholdjai 2014 első felében végzett méréseikkel megerősítették a mágneses tér gyors gyengülését a Dél-Atlanti térségben, ugyanakkor erősödést mutattak a déli Indiai-óceán felett.[23]

A nagyon távoli jövőben, legkorábban mintegy 500 millió év múlva, a Föld belsejének lehűlése odáig vezethet, hogy a mag és a köpeny határán a bridgmanit hővezetése megnő, és ezzel a geodinamó leállhat.[24] Ebben az esetben a földi mágneses mező fokozatosan eltűnne, elveszítve azt a védő szerepét, amely megóvja a légkört a napszél töltött részecskéitől.

A földi mágneses tér keletkezése és fenntartása (geodinamó)

[szerkesztés]
A geodinamó működésének egyszerűsített ábrája: a belső magból kiáramló hőáram miatt a külső folyékony magban olvadt fém áramlik (konvekció), amit a Coriolis-erő spirális mozgásra kényszerít. A mozgó, elektromosan vezető anyag és a földi mágneses tér kölcsönhatása során elektromágneses indukció lép fel, amely elektromos áramokat hoz létre. Ezek újabb mágneses teret generálnak, így a folyamat önfenntartó mindaddig, amíg elegendő energia áll rendelkezésre a konvekcióhoz.[25]

A földi főmágneses tér eredetére több elmélet is született, ezek közül ma a legelfogadottabb a dinamóelmélet, amely egy mágneses hidrodinamikai dinamó működésével magyarázza a jelenséget. Ezt a folyamatot nevezik geodinamónak.

Megjegyzés a fogalomhoz:
Az elnevezés a dinamóelektromos elv kifejezésből ered, amelyet Werner von Siemens és kortársai vezettek be a egyenáramú generátorok működésének leírására. A dinamóelv lényege, hogy az áramtermeléshez szükséges mágneses teret részben maga a generált áram tartja fenn – pozitív visszacsatolással. A földi geodinamó hasonló abban, hogy szintén önfenntartó folyamat, de a Föld belsejében nincsenek olyan szerkezeti elemek, mint egy gépben: itt a mozgó, vezető folyadék hozza létre és erősíti a teret, nem pedig tekercsek vagy vasmagok.

A dinamóelmélet a Föld belső felépítéséből indul ki. A külső mag hatalmas mennyiségű, elektromosan vezető, olvadt vasban és nikkelben gazdag folyadékból áll, amely a szilárd, vasból álló belső magot veszi körül. A mag hőmérséklete elérheti az 5000 °C-ot – megközelítőleg a Nap felszínének hőmérsékletét. Ilyen magas hőmérsékleten a vas és a nikkel már nem ferromágneses, mivel a hőmérséklet jóval meghaladja a Curie-pontot. Ezért a mag anyagai nem állandó mágnesek, csupán kiváló elektromos vezetők.

A dinamó működésének alapja a folyékony mag anyagának áramlása, azaz a konvekció. A belsőbb, forróbb rétegek anyaga felfelé áramlik, a lehűlt anyag pedig visszasüllyed – ez a körforgás hőszállítást eredményez. A Föld forgása miatt a Coriolis-erő a konvekciós áramokat spirális pályára téríti, hasonlóan ahhoz, ahogy a légkörben forgó ciklonok és anticiklonok alakulnak ki.

A geodinamó zavarai: a mágneses tér átmenetileg elveszítheti dipólusjellegét, és több pólus alakulhat ki.

A geodinamó tehát az elektromosan vezető folyadék mozgásán alapul: a mozgó vezető anyag a gyenge kezdeti mágneses térben indukciós áramokat kelt, amelyek visszahatnak és erősítik a teret. A pozitív visszacsatolás miatt a folyamat önmagát fenntartóvá válik, amíg az energia-utánpótlás biztosított. Ezért nevezik a jelenséget önmagát gerjesztő dinamónak.

P. H. Roberts és G. A. Glatzmaier becslése szerint a külső magban a konvektív áramlások sebessége mindössze néhány milliméter másodpercenként – ez évi körülbelül 100 km-nek felel meg.[26]

A valóságban a folyadékmozgások igen turbulensek, ezért a számítógépes modellek sokkal összetettebbek, mint a leegyszerűsített elméleti dinamóképek. A fejlett szimulációk azonban már képesek jól leírni a földi mágneses tér viselkedését – beleértve az időszakos pólusváltásokat is, amelyek például a Közép-atlanti-hátság kőzeteiben is nyomot hagytak. A folyékony fémmel végzett laboratóriumi kísérletek is megerősítik a dinamóelmélet helyességét.

A konvekció fenntartásához szükséges hőmérséklet-különbséghez valószínűleg hozzájárult a magnéziumban gazdag ásványok kiválása a Föld korai, még olvadt magjából. A magnézium a feltételezések szerint az ős-Föld és egy, a Mars méretű égitest ütközésekor kerülhetett a magba, körülbelül 4,5 milliárd évvel ezelőtt.[27]

A külső magban a konvekció mellett megfigyelhető az úgynevezett szuperrotáció, amely során a szilárd belső mag kissé gyorsabban forog, mint a Föld köpenye. A becslések szerint ez a különbség évi 0,02° és 2° között mozoghat.[28] E mozgások iránya valószínűleg nem állandó: a Föld története során többször is megfordult, hogy a belső mag gyorsabban vagy lassabban forgott a köpenynél. Ezzel párhuzamosan a felszínen a paleomágneses mérések a mágneses tér nyugatias sodródását mutatják. A geodinamikai modellek szerint a szükséges nyomaték a belső és a külső mag kölcsönhatásából ered.[29]

Laboratóriumi és számítógépes modellek

[szerkesztés]

Matematikai modellek

[szerkesztés]

A Föld mágneses terét két globális, azaz az egész bolygót lefedő matematikai modell írja le nagy pontossággal: a World Magnetic Model és az International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Ezek a modellek a földi mágneses tér szerkezetét, időbeli változásait és a deklináció alakulását egyaránt jól közelítik.

Laboratóriumi kísérletek

[szerkesztés]

Már az 1960-as években felmerült annak lehetősége, hogy a geodinamó működését kisméretű laboratóriumi modelleken is meg lehet valósítani. A kísérletek fő nehézsége az, hogy a laborban a természetes körülmények erősen leegyszerűsített, „kicsinyített” változatát kell létrehozni. Ezért a kutatóknak a megfelelő Reynolds-számot és egyéb kísérleti feltételeket kellett megtalálniuk ahhoz, hogy az eredmények összevethetők legyenek a Föld belsejében zajló folyamatokkal.

Azóta több laboratóriumi kísérlet is igazolta a dynamóelmélet alapvető helyességét. A legismertebbek közé tartozik a Rigai dinamókísérlet[30], a Karlsruhei dinamókísérlet[31], valamint a Madison Dynamo Kísérlet, amelyet az Wisconsini Egyetemen végeztek.[32][33] Ezekben a kísérletekben folyékony fémet forgatnak és áramoltatnak, így a földi magban zajló indukciós folyamatokat kisméretű, ellenőrzött környezetben reprodukálják.

Számítógépes szimulációk

[szerkesztés]

1995 óta a számítógépes szimulációk is a geodinamó-kutatás alapvető eszközei. Ezekkel vizsgálható, hogy a földi mágneses tér hogyan változhat a jövőben, illetve mi lehetett a múltbeli pólusváltások és erőingadozások oka.

Az ilyen szimulációk rendkívül számításigényesek: például egy 3D-modell, amely a földi mágneses tér változását 300 000 éves időskálán követi, több mint egyéves számítási időt igényelt. Az eredmények jól egyeznek a mért adatokkal, ami megerősíti a geodinamó elméletét, bár a modellek a Föld belsejének finom szerkezeti részleteit még nem tudják pontosan visszaadni. A szimulációk jelenleg sem képesek a magban zajló, háromdimenziós turbulens áramlásokat teljes részletességgel megjeleníteni, és térbeli felbontásuk is korlátozott.

2009-ben francia kutatók egy egyszerű digitális geodinamó-modellt mutattak be, amely képes volt magyarázni a földi mágneses tér időszakos megfordulását.[34] Ezzel szemben a részletesebb magnetohidrodinamikai szimulációk – mint a Glatzmaier és P. H. Roberts által 1995-ben publikált modell – teljes háromdimenziós számításokon alapulnak, és képesek voltak a mágneses pólusok megfordulását önmagukból reprodukálni.[35]

A földi mágneses tér hatásai

[szerkesztés]

Légkör és hidroszféra

[szerkesztés]

A magnetoszféra megóvja a légkört és a vízburkot attól, hogy a napszél fokozatosan „lefújja” őket az űrbe. A Marson ez a védelmi mechanizmus már nem működik: a bolygó mágneses tere körülbelül 3,9 milliárd évvel ezelőtt eltűnt,[36] ami után a Mars mintegy 500 millió év alatt elveszítette légkörének és vízkészletének nagy részét – a folyamat azonban ma is tart.[37]

A Vénusz – bár a Földhöz hasonló méretű és szerkezetű bolygó – szinte teljesen hiányzó mágneses térrel és százszor sűrűbb légkörrel rendelkezik. A kutatások szerint a tartós légkör és ezzel együtt az élhetőség egyik alapfeltétele egy bolygószintű mágneses mező lehet.[38]

Geológiai hatások

[szerkesztés]

A Föld mágneses tere mágneses lenyomatot hagy a kihűlő magmás kőzetekben, amikor azok hőmérséklete a Curie-pont alá süllyed. A üledékek is megszerezhetik saját maradék mágnesezettségüket, ha keletkezésük során apró mágneses szemcséket zárnak magukba, vagy ha bennük kémiai átalakulás megy végbe. Még a kerámia is mágnesessé válhat az égetés során. Ezeket a jelenségeket a paleomágneses és régészeti kutatások során használják ki.

Élőlények tájékozódása a földi mágneses térben

[szerkesztés]

Számos élőlény rendelkezik úgynevezett magnetszenzzel, azaz képes érzékelni a Föld mágneses terét és azt tájékozódásra használni. Ilyenek például a méhek, vakondpatkányok, házi galambok, vándormadarak, lazacok, tengeri teknősök, cápák és valószínűleg egyes cetfélék is.

Megfigyelések szerint még a kutyák is a Föld mágneses mezejéhez igazodnak: nyugodt mágneses körülmények között ürítéskor és vizeléskor előnyben részesítik az észak–déli irányt.[39]

Egyes mikroaerofil baktériumfajok is igazodnak a Föld mágneses teréhez: a sejten belüli magnetoszómák sorozatai apró magnetit- vagy greigit-kristályokat tartalmaznak, amelyek „kompassztűként” viselkednek. Ezek a magnetotaktikus baktériumok a Föld északi féltekéjén a mágneses déli pólus, a déli féltekén pedig az északi pólus irányába úsznak. A mágneses inklináció miatt mozgásuk enyhén lefelé irányul, így a számukra ideális, oxigénszegény rétegekben koncentrálódnak.

A napszél elleni védelem

[szerkesztés]

A Föld mágneses tere hatékonyan eltéríti a napszél töltött részecskéit. Ennek köszönhetően alakulnak ki a sarki fények és a Van Allen-övek sugárzási zónái, amelyek a Föld körül helyezkednek el. Egy esetleges, tartósan legyengült mágneses tér időszakában a mágneses viharok hatása ezért különösen súlyos, akár globális kommunikációs és energiarendszerekben is zavarokat okozhat.

A mágneses tér és az éghajlat

[szerkesztés]

Egyes kutatások szerint a Föld mágneses terének változásai és a globális átlaghőmérséklet között gyenge korreláció állhat fenn.[40] Néhány kutató – köztük Henrik Svensmark – ennél erősebb kapcsolatot feltételez, és a klímaváltozás emberi okait vitatva a mágneses tér gyengülésével magyarázná a globális felmelegedés gyorsulását. Valóban kimutatható némi kapcsolat a kozmikus sugárzás és a felhőképződés között, ám a IPCC és a klimatológiai kutatások szerint ez a hatás túl gyenge ahhoz, hogy érdemben befolyásolja a Föld éghajlatát.[41]

[szerkesztés]

A mágneses északi pólus helyzete és a földrajzi északi pólus közötti eltérés – azaz a deklináció – folyamatosan változik, ezért a navigációs rendszerek és térképek időről időre korrekciót igényelnek. A légi közlekedésben például a futópályák számozása a mágneses irányhoz igazodik. Amikor a földi mágneses tér elmozdul, ezeket az irányokat időnként módosítani kell. Például a London–Stansted repülőtér futópályájának jelzése 2009-ben „05/23”-ról „04/22”-re változott a mágneses északi irány eltolódása miatt.[42]

Mágneses sarkok

[szerkesztés]

A mágneses sarkok helyzete nem állandó, évente átlagosan 15 km-nyit mozdulnak el, véletlenszerűnek tűnő irányba és mértékben, ezt régebbi térkép használatakor figyelembe kell venni. A földi mező változtatja méretét és helyzetét. A két pólus egymástól függetlenül vándorol és nem feltétlenül a földgömb két ellentétes pontján találhatók. 2006-ban a déli pólus távolabb volt a Déli-sarktól, mint az északi pólus az Északi-sarktól.

A mágneses sarkok helyzete:

Pólus 2001 2004 (becsült) 2005[43] 2010[43]
Északi mágneses sark 81,3°É, 110,8°Ny 82,3°É, 113,4°Ny 83,1°É, 117,8°Ny 85,0°É, 132,6°Ny
Déli mágneses sark 64,6°D, 138,5°K 63,5°D, 138,0°K 64,5°D, 137,8°K 64,4°D, 137,3°K

Mérése

[szerkesztés]

A mágneses tér létezésére biztonsággal utal az a tény, hogy valamely szabadon felfüggesztett mágneses test (például iránytű) a Föld bármely pontján Észak-Dél irányba áll be. A paraméterek a helytől és időtől is függnek, az ötévenként megszerkesztett mágneses térképek az egyenlő elhajlási (izogon), ill. lehajlási (izoklin) vonalakat tüntetik fel. A 90 fok lehajlással jellemzett mágneses pólusok nem esnek egybe a földrajzi pólusokkal.

Mindezek a paraméterek hosszú periódusú szabályos változásokat, valamint véletlenszerű változásokat (mágneses viharokat) mutatnak. A mágneses tér lokális rendellenességei (mágneses anomália) felszín alatti kőzetekre, érctelepekre utalnak.

Alkotói:

Ezeket teodolittal, iránytűvel, magnetométerrel vagy indukciós módszerekkel határozzák meg.

A mágneses mező változásai

[szerkesztés]
Az északi pólus évenkénti vándorlása. 2015-re kb. 50 km/év sebességgel mozog, emiatt az éves mérési pontok elkülönülnek.
A magnetoszféra megvédi a Föld felszínét a napszél töltött részecskéitől. A Nappal szembeni oldalon összenyomódik az érkező részecskék hatására, a túloldalon pedig elnyúlik

A mágneses mező erőssége a Föld felszínén legkevesebb 30 mikrotesla (0,3 gauss) Dél-Amerika és Dél-Afrika egyes részein, legtöbb 60 mikrotesla (0,6 gauss) a mágneses sarkok körül, Észak-Kanadában, Ausztrália déli részén és Szibériában.

2003 októberében a Föld mágneses terét egy hatalmas napkitörés részecskehulláma érte el, amely intenzív geomágneses vihart idézett elő és szokatlan sarki fényt okozott.

A National Geographic Online 2005. január 31-i cikke szerint a Dél-Atlanti Anomália területén a mágneses mező védőpajzsa az átlagosnál gyengébb. Ezen régióban még a relatíve alacsonyan szálló műholdak elektronikus berendezéseit is komoly meghibásodás érheti. Részben ezen anomáliával magyarázható, hogy az űrkutatási szakemberek egyre több figyelmet fordítanak bolygónk mágneses mezejére. Az 1999-ben felbocsátott dán mikroműhold, az Ørsted a mágneses, a 2000-es német CHAMP pedig a mágneses és a gravitációs mezővel kapcsolatban végez méréseket. Adataik szerint a veszélyzóna növekszik: az Atlanti-óceán déli részén és Brazílián kívül már az Indiai-óceán déli fele is egyre veszélyesebb a műholdak számára.

A Föld mágneses védőpajzsa rohamosan gyengül. Amikor egy dán-francia kutatócsoport a dán Ørsted 2000-es adatait összehasonlította egy amerikai műhold, a Magsat húsz évvel ezelőtti méréseivel, azt találta, hogy ilyen ütemű gyengülés mellett a védőpajzs ezer éven belül eltűnik. A kutatók jelentős része a múltbéli adatok alapján a gyengülést egy közelgő pólusváltás előjeleként értékeli. Póluscsere átlagosan 200 ezer évente történik bolygónkon, ám a két pólusváltás között eltelt idő széles sávban mozog. A geológiai bizonyítékok szerint a Földön utoljára 780 ezer évvel ezelőtt következett be.

E rejtélyes tendenciák miatt döntött az Európai Űrhivatal is egy, a bolygónk mágneses mezejét vizsgáló program elindítása mellett. A Swarm névre keresztelt küldetés 2009-ben indult útjára. A program során három műholdat lőttek fel, melyek pályája a pólusok felett halad. A Swarm A és a Swarm B műholdak párhuzamosan, egymástól 150 kilométer távolságban, kezdetben 450 kilométerrel a felszín felett vizsgálják a mágneses mező változásait. A műholdak folyamatosan lefelé ereszkedve a küldetés végén már csak 300 kilométer magasságban végeznek méréseket. A harmadik műhold, a Swarm C végig magasabban, körülbelül 500 kilométerre a felszín felett kering. A műholdakat végül 2013 novemberében lőtték fel, 3 hónapon keresztül a pályájukat állítják be, utána indultak a mérések.[44][45] A műholdak mérései alapján a földi mágneses mező a korábbi változási sebességnél tízszer gyorsabban gyengül, tízévente körülbelül 5 százalékot. Így a mágneses pólusváltás is hamarabb következhet be, legkésőbb 2000 éven belül.[46]

Pólusváltozások

[szerkesztés]

A hawaii lávaalakzatok vizsgálata alapján arra a következtetésre jutottak, hogy a Föld mágneses tere pólusváltozásokat szenved néhány tízezer évtől néhány millió évig tartó periódusok során, átlagosan 250 000 évenként. A legutóbbi ilyen esemény az ún. Brunhes-Matuyama pólusváltozás volt 780 000 évvel ezelőtt. A pólusváltás időtartama átlagosan 5000 év, de tarthat 1000 vagy 20 000 évig is.[46]

A pólusváltozásokat előidéző mechanizmus még nem ismert. Néhány kutató olyan modellt készített a Föld magjáról, amelyben a mágneses mező nem teljesen stabil és a pólusok spontán módon vándorolhatnak egyik irányból a másikba. Más kutatók szerint a geodinamó először kialszik spontánul, vagy külső hatás következtében (ilyen például egy üstökös becsapódása), majd újraalakul az északi pólussal északon vagy délen. Azonban külső hatás nem lehet a pólusváltozások állandó okozója a becsapódási kráterek kora és a pólusváltozások ideje közötti eltérések miatt. Egy másik elmélet szerint a Föld magja nem vasból épül fel, hanem sokkal sűrűbb elemekből. Az itteni nukleáris reakciók okozzák a mágneses mező változásait.

Mivel a Föld mágneses tere védi a földi élővilágot a világűrből érkező sugárzásokkal szemben, ezért a pólusváltások időtartama alatt az élőlények a mágneses tér megszűnése miatt védtelenné válnak. A múltban történt pólusváltások ideje alatt a régészeti leletek alapján nem történt tömeges fajpusztulás.

A mágneses mező érzékelése

[szerkesztés]

Az állatok (köztük legismertebbek a madarak és a teknősök) vonulásuk során a Föld mágneses pólusaihoz igazodnak.[47] Német és cseh kutatók szarvasmarha, európai őz és gímszarvas megfigyelésével kimutatták, hogy az állatok legelés és pihenés közben is a mágneses észak-dél irányhoz igazodnak. Az érzékelés mechanizmusa egyelőre nem ismert.[48]

Keletkezése

[szerkesztés]

A külső mag folyékony anyagát a belső hő áramlásra kényszeríti, ami kiegészül még a Coriolis-erővel, ami erősíti az áramlást. Ez az áramlás bolygóméretű dinamóként működik és óriási mágneses mezőt gerjeszt. A szilárd belső mag nem vesz részt az erő gerjesztésében, vagy fenntartásában, viszont a stabilizálásában fő szerepet játszik.

Osztrák kutatók szerint ha a földmag kizárólag vasból állna, az elektronok a vasban viszonylag szabadon mozognak, így a meleget elszállítanák a magból, nem lenne szükség a konvekciós áramlatokra. Ha így lenne, a Földnek nem lenne mágneses tere.

A nikkel nagy nyomás alatt másképp viselkedik, mint a vas, jóval gyakoribb benne az úgynevezett elektronszóródás, mint a vasban, ebből következik, hogy a nikkel és így a földmag hővezető képessége is sokkal gyengébb, mint a vasé.

A nikkel nagy aránya miatt a forró mag hője nem tudna a földfelszín felé mozogni, ha csak az elektronok mozgására lenne utalva. Ennek eredményeképpen konvekciós áramlatok jönnek létre, melyek végül a Föld mágnesességét létrehozzák.[49]

Kapcsolódó szócikkek

[szerkesztés]

Külső hivatkozások

[szerkesztés]
  1. ↑ a b c d Erdmagnetfeld (német nyelven). Deutschsprachige Wikipedia. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  2. ↑ Langereis, C. G. (2003). „Geomagnetic Excursions and Their Possible Causes”. Earth and Planetary Science Letters 213, 1–13. o. DOI:10.1016/S0012-821X(03)00213-8. 
  3. ↑ Geomagnetic Storms. NOAA Space Weather Prediction Center. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  4. ↑ Butler, Robert F.. Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes. Blackwell Scientific Publications (1992). ISBN 0-86542-212-2 
  5. ↑ Tarduno, John A. (2010). „Geodynamo, Solar Wind, and Magnetopause 3.4 to 3.45 Billion Years Ago”. Science 327 (5970), 1238–1240. o. DOI:10.1126/science.1183445. 
  6. ↑ Opdyke, N. D. (1977). „Paleomagnetism and Magnetostratigraphy”. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 5, 323–348. o. DOI:10.1146/annurev.ea.05.050177.001543. 
  7. ↑ Campbell, W. H.. Introduction to Geomagnetic Fields. Cambridge University Press (2003). ISBN 0-521-53106-6 
  8. ↑ Gilbert, William. De Magnete, Magneticisque Corporibus, et de Magno Magnete Tellure. London: Peter Short (1600) 
  9. ↑ Gauss, Carl Friedrich (1839). „Intensitas vis magneticae terrestris ad mensuram absolutam revocata”. Göttingen Royal Society Transactions. 
  10. ↑ Ross, James Clark. A Voyage of Discovery and Research in the Southern and Antarctic Regions. London: John Murray (1847) 
  11. ↑ Barraclough, D. R. (1959). „International Geophysical Year Magnetic Results”. Annals of Geophysics 12, 321–336. o. 
  12. ↑ Thébault, E. (2015). „International Geomagnetic Reference Field: The 12th Generation”. Earth, Planets and Space 67, 79. o. DOI:10.1186/s40623-015-0228-9. 
  13. ↑ NOAA – Az aktuális inklinációs térkép (és más geomágneses térképek). National Geophysical Data Center. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  14. ↑ Gyakran ismételt kérdések a geomágnesességről. NOAA National Geophysical Data Center. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  15. ↑ Clauser, C.. Bevezetés a geofizikába (2016). ISBN 978-3-662-46884-5 
  16. ↑ IGRF – Gauss-koefficiensek és példakódok. NOAA. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  17. ↑ Arnold Hanslmeier: Habitability and Cosmic Catastrophes. Springer, Berlin, 2009, ISBN 978-3-540-76944-6, p. 22.
  18. ↑ Pólusváltás már 3,25 milliárd éve (német nyelven). Scinexx online magazin, 2023. november 20. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  19. ↑ N.R. Nowaczyk et al.: Dynamics of the Laschamp geomagnetic excursion from Black Sea sediments. Earth and Planetary Science Letters, 351–352, 2012, pp. 54–69. doi:10.1016/j.epsl.2012.06.050.
  20. ↑ (2014) „Extremely rapid directional change during Matuyama–Brunhes geomagnetic polarity reversal”. Geophysical Journal. DOI:10.1093/gji/ggu287. 
  21. ↑ Carlo Laj et al.: Dynamics of the Earth Magnetic Field in the 10–75 kyr Period Comprising the Laschamp and Mono Lake Excursions. Earth and Planetary Science Letters 387, 2014, pp. 184–197. doi:10.1016/j.epsl.2013.11.031.
  22. ↑ A. De Santis et al.: Toward a Possible Next Geomagnetic Transition?. Natural Hazards and Earth System Sciences, 13 (2013), pp. 3395–3403. doi:10.5194/nhess-13-3395-2013.
  23. ↑ A Föld mágneses terének megfordulására utaló első jelek?. Spektrum.de, 2014. július 10. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  24. ↑ Motohiko Murakami et al.: Radiative Thermal Conductivity of Single-Crystal Bridgmanite at the Core–Mantle Boundary with Implications for Thermal Evolution of the Earth. Earth and Planetary Science Letters, 578 (2022), Article 117329. doi:10.1016/j.epsl.2021.117329.
  25. ↑ How does the Earth’s core generate a magnetic field?. USGS. [2015. január 18-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  26. ↑ Roberts, P. H. (2000). „Geodynamo Theory and Simulations”. Reviews of Modern Physics 72 (4), 1081–1123. o. 
  27. ↑ O’Rourke, J. G. (2016). „Powering Earth’s Dynamo with Magnesium Precipitation from the Core”. Nature 529, 387–389. o. DOI:10.1038/nature16495. 
  28. ↑ Roberts, P. H. (2000). „Geodynamo Theory and Simulations”. Reviews of Modern Physics 72 (4), 1112. o. 
  29. ↑ Livermore, Philip W. (2013). „Electromagnetically Driven Westward Drift and Inner-Core Superrotation in Earth’s Core”. PNAS 110. DOI:10.1073/pnas.1307825110. 
  30. ↑ A. Gailitis, O. Lielausis, E. Platacis, G. Gerbeth, F. Stefani: The Riga Dynamo Experiment. Surveys in Geophysics, 24 (2003), 247–267.
  31. ↑ U. Müller, R. Stieglitz, S. Horanyi: A Two-Scale Hydromagnetic Dynamo Experiment. Journal of Fluid Mechanics, 498 (2004), 31–71.
  32. ↑ M. D. Nornberg: The Role of MHD Turbulence in Magnetic Self-Excitation: A Study of the Madison Dynamo Experiment. Doktori értekezés, University of Wisconsin, 2006.
  33. ↑ E. J. Spence, M. D. Nornberg, R. A. Bayliss, R. D. Kendrick, C. B. Forest: Fluctuation-Driven Magnetic Fields in the Madison Dynamo Experiment. Physics of Plasmas, 15 (2008), 055910. doi:10.1063/1.2890753.
  34. ↑ François Pétrélis: Simple Mechanism for Reversals of Earth’s Magnetic Field. Physical Review Letters, 102 (2009), 144503. doi=10.1103/PhysRevLett.102.144503.
  35. ↑ Gary A. Glatzmaier, Paul H. Roberts: A Three-Dimensional Self-Consistent Computer Simulation of a Geomagnetic Field Reversal. Nature, 377 (1995), 203–209. doi=10.1038/377203a0.
  36. ↑ B. M. Jakosky et al.: Mars’ Atmospheric History Derived from Upper-Atmosphere Measurements of 38Ar/36Ar. Science, 355 (6332), 2017, 1408–1410. doi=10.1126/science.aai772.
  37. ↑ Sarah C. Steele et al.: Paleomagnetic Evidence for a Long-Lived, Potentially Reversing Martian Dynamo at ~3.9 Ga. Science Advances, 9 (21), 2023. doi=10.1126/sciadv.ade907.
  38. ↑ Marcus DuPont, Jeremiah W. Murphy: Fundamental Physical and Resource Requirements for a Martian Magnetic Shield. International Journal of Astrobiology, 20 (3), 2021, 215–222. doi=10.1017/S1473550421000069.
  39. ↑ Vlastimil Hart, Petra Nováková: Dogs Are Sensitive to Small Variations of the Earth’s Magnetic Field. Frontiers in Zoology, 10 (80), 2013. doi=10.1186/1742-9994-10-80.
  40. ↑ Pressemeldung des Geoforschungszentrums Potsdam. [2012. április 24-i dátummal az eredetiből archiválva].
  41. ↑ Myhre, G. et al. (2013): Anthropogenic and Natural Radiative Forcing. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. IPCC, Cambridge University Press, 891.
  42. ↑ The Earth Moves for Stansted (angol nyelven). London–Stansted Airport, 2009. július 6. [2010. január 12-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2025. október 24.)
  43. ↑ a b Magnetic North, Geomagnetic and Magnetic Poles
  44. ↑ http://www.esa.int/Our_Activities/Observing_the_Earth/Swarm
  45. ↑ http://www.origo.hu/tudomany/vilagur/20131202-esa-swarm-muholdak-raja-vizsgalja-a-foldet.html
  46. ↑ a b Scientific American, October 2014, p. 29
  47. ↑ Deutschlander M, Phillips J, Borland S (1999) "The case for light-dependent magnetic orientation in animals" Journal of Experimental Biology 202(8): 891-908
  48. ↑ PNAS: Magnetic alignment in grazing and resting cattle and deer (2008-07-17)
  49. ↑ 888.hu: A nikkel lehet a kulcsa a Föld egyedi mágneses terének, 2017-07-14
Commons:Category:Earth's magnetic field
A Wikimédia Commons tartalmaz Földi mágneses mező témájú médiaállományokat.
A lap eredeti címe: „https://hu.wikipedia.org/w/index.php?title=Földi_mágneses_mező&oldid=28661353”