Princip magnetometrie
Magnetické pole vytvářejí všechny pohybující se částice, které jsou elektricky nabité. Magnetické pole těchto částic se ovšem projeví jen tehdy, je-li pohyb částic v látce aspoň nějak usměrněn. Je-li pohyb neusměrněný, dílčí magnetická pole se většinou vyruší. Pohybující se náboje vytvářejí proudové smyčky, v kterých lze určit směr magnetických siločar Ampérovým pravidlem pravé ruky. Historickou formulací magnetismu, která vycházela z chování tyčového permanentního magnetu, byla stanovena fiktivní centra magnetické síly - magnetické póly. Ty se vyskytují vždy v páru a tvoří magnetický dipól. Siločáry takto definovaného magnetického pole vystupují ze severního pólu a vstupují na opačné straně do jižního pólu.
Pro popis magnetického pole využíváme několika fyzikálních veličin:
H – intenzita magnetického pole - jedná se o vektor, v soustavě SI má rozměr (Ampér/metr). Jedná se o veličinu vyjadřující „mohutnost“ magnetického pole v závislosti na faktorech, které pole vytvářejí a nezávislou na parametrech prostředí, ve kterém je magnetické pole vytvářeno.
M – magnetizace - vektor, v soustavě SI má rozměr (Ampér/metr). Vektor magnetizace určuje, jak moc přispívá okolní prostředí k celkové (reálné) intenzitě magnetického pole H.
κ – magnetická susceptibilita - číslo, v SI bezrozměrná veličina. Vyjadřuje schopnost látek získat magnetizaci M ve vnějším magnetickém poli o intenzitě H. Lze ji spočítat vzorcem κ=M/H. Dle magnetické susceptibility rozdělujeme látky do třech základních skupin:
Látky diamagnetické mají hodnoty κ nízké a záporné, tzn. že mírně zeslabují vnější magnetické pole. Například zlato, stříbro.
Látky paramagnetické mají hodnoty κ nízké a kladné, tzn. že mírně zesilují vnější magnetické pole. Například turmalín, beryl.
Látky feromagnetické mají hodnoty κ vysoké a kladné, tzn. že zesilují působící magnetické pole. Například magnetit, pyrhotin.
B – magnetická indukce - vektor, rozměr v SI (Tesla). Reálná intenzita pole, kterou naměříme v prostředí s magnetizací M. Lze ji spočítat vzorcem B=μ*(H + M), kde μ je permitivita vakua, H intenzita magnetického pole a M magnetizace.
Každá hornina má určitou magnetizaci, primárně je ovlivněna minerálním složením, dále pak strukturně texturními prvky horniny. Každá hornina ma svoji celkovou magnetizaci (M). Ta je vektorovým součinem dvou druhů magnetizace - remanentní (Mr) a indukované (Mi):M=Mr+Mi. Remanentní magnetizace vzniká působením magnetického pole na horninu v okamžiku jejího vzniku a v průběhu její existence. V remanentní magnetizaci se zpravidla zachovává směr geomagnetického pole, které působilo v době, kdy hornina vznikla. Tento fakt je důležitý v paleomagnetismu, kdy lze zjistit orientaci magnetického pole, které působilo v době namagnetování horniny.
Existuje několik druhů remanetní magnetizace. Termoremanentní magnetizace (TRM) vzniká při chladnutí magmatu po přechodu Curierovy teploty (feromagnetické minerály v hornině se za určité teploty - Curierovy - stávají paramagnetickými), při chladnutí se teplota magmatu dostává pod Curierovu teplotu feromagnetických minerálů, ty se stávájí paramagnetické a jejich magnetizace se orientuje do směru působícího magnetického pole. Nejsilnější TRM je u rychle chladnoucích jemnozrných vyvřelin - u jemnozrných mořských bazaltů. Depoziční remanentní magnetizace (DRM, někdy uváděna též jako detritická) vzniká u sedimentárních hornin. Usazují-li se magnetické částice v klidné vodě, orientují se do směru působícího magnetické pole. Tato remanentní magnetizace je složitější na studium a je méně stabilní než TRM. Chemoremanentní magnetizace (CRM) vzniká když magnetické minerály podléhají určitým chemickým reakcím například alteraci. Prakticky se může jednat o vysrážení hematitu z goethitu. CRM může být primární i sekundární, tudíž je obtížná na studium.
Indukovaná magnetizace, je magnetizace vznikající působením současného geomagnetického pole. Lze ji spočítat přes vzorec M=κ*H, κ je magnetická susceptibilita a H intenzita magnetického pole.
Vektor geomagnetického pole T v libovolném bodě P nad zemským povrchem můžeme rozložit na několik složek. Jeho průmětem do osy X je horizontální složka H, jeho průmětem do osy Y je vertikální složka Z. Úhel mezi horizontální složkou H a vektorem T je magnetická inklinace - I. Inklinace závisí na zeměpisné šířce a mění se přibližně od 0° na rovníku po ±90°na pólech. Úhel mezi horizontální složkou H, která zároveň definuje směr magnetického poledníku, a geografickým poledníkem, je magnetická deklinace - D. Ta závisí na zeměpisné poloze měření určené zeměpisnou šířkou a délkou, navíc se v čase mění, protože magnetický pól se vůči zeměpisnému pomalu pohybuje.
Geomagnetické pole Země (GMP) si lze představit jako pole tyčového magnetu, který by se nacházel ve středu Země. Z toho vyplývá, že hlavní část GMP má dipólový charakter. Část pole, kterou označujeme jako nedipólovou lze získat odečtením magnetického pole geocentrického odkloněného dipólu od měřených hodnot. Nedipólová část pole se někdy označuje jako kontinentální anomálie, ty nejsou stálé a jejich pozice, tvar a intenzita se s časem mění.
Zdroj geomagnetického pole Země lze rozdělit na vnitřní a vnější. Vnitřním zdrojem GMP jsou magnetohydrodynamické procesy odehrávající se ve vnějším tekutém jádře Země - tečením vodivého materiálu je generováno magnetické pole. Konfigurace elektrických proudů ve vnějším jádře, způsobuje dipólový tvar GMP. Nepravidelná hranice vnějšího jádra a pláště způsobuje turbulence v proudových smyčkách a dává vznik nedipólové části pole - kontinentálním anomáliím. V současnosti je osa dipólové části GMP odkloněna od osy rotace Země o 11°. Tento úhel označujeme jako magnetickou deklinaci. Samotný model Zemského geodynama byl matematicky namodelován až v roce 1995 na superpočítačích v Los Alamos National Laboratory a celý výpočet trval více jak 2 000 hodin čistého času. Výsledkem je tzv. Glatzmaier-Robertsův model geodynama. Vnějším zdrojem GMP jsou především elektrické proudy tekoucí v ionosféře. Nabité částice v ionosféře tvoří elektrické proudové smyčky. Ty jsou zdrojem magnetického pole, které registrujeme na povrchu Země. Velice malé a zanedbatelné příspěvky k GMP má i permanentní magnetizace zemské kůry a pohyb oceánů.
Glatzmaier-Robertsův model geodynama.
Zdroj: http://www.es.ucsc.edu/~glatz/geodynamo.html
GMP není stálé, ale probíhají u něj časové změny. Ty můžeme dělit podle délky trvání a také podle toho, jsou-li způsobeny vnitřním či vnějším zdrojem GMP. Obecně platí, že změny trvající miliony až desítky milionů let mají původ uvnitř Země, kratší variace, které pozorujeme v průběhu minut až let jsou způsobeny zdroji mimo Zemi.
Krátkodobé variace mohou být způsobeny změnami v ionosférických elektrických proudech, ty se projevují jako variace GMP s periodou denní a roční. Nebo mohou být zapříčiněny proměným ohřevem atmosféry a změnami v aktivitě slunečního záření. Při vysoké sluneční aktivitě prolétají rychle letící nabité částice ze Slunce geomagnetickým polem, indukují elektrické proudy a magnetická pole těchto proudů registrujeme na Zemi jako variace GMP. Sluneční aktivita se mění pravidelně v cyklu trvajícím přibližně 11 let, ovšem i uvnitř tohoto cyklu dochází k nahodilým změnám sluneční aktivity, které se projevují jako magnetické bouře. Ty ve vysokých zeměpisných šířkách dávají vzniku polárních září. Denní variace GMP mají rozsah 10 - 30 nT a při magnetických bouřích musíme měření zastavit.
Sekulární variace jsou pomalé změny GMP registrovatelné s odstupem milionů let. Zdrojem těchto variací jsou procesy ve vnějším tekutém jádře. Během miliónů let mění GMP svoji polaritu. Časový interval, kdy severní magnetický pól je v blízkosti severního geografického pólu, nazýváme obdobím normální polarity. Je-li severní magnetický pól je v blízkosti jižního geografického pólu jedná se o období inverzní polarity. (Tato definice inverzí platí z geologického hlediska. V případě, že se na problém podíváme čistě z fyzikální hlediska, tak magnetický pól, který je nyní v blízkosti severního geografického pólu je záporný pól GMP. Jedná se tedy o jižní magnetický pól a my se nacházíme v údobí inverzní polarity.)
Samotné dělení inverzí lze dělit do časových intervalů. Chrona trvá 50 tisíc až 5 miliónů let a střídají se chrony normálně a inverzní polarity. Chrony jsou pojmenovány dle významných vědců, kteří se zasadili o objevy v geomagnetismu (poslední 4 chrony mají názvy - Bruhnes, Matuyama, Gauss, Gilbert). Subchrony jsou kratší úseky v chronách, které trvají 20-50 tisíc let a projevují se odlišnou polaritou. Jako přechod polarity se označuje časový úsek cca 10 tisíc let, kdy magnetický pól přechází přes rovník. Exkurze je období, kdy pól na krátký čas přejde přes rovník, ale pak se opět vrátí zpět.
Graf zobrazující poslední čtyři chrony, jejich polaritu a subchrony, zcela vlevo stáří v miliónech let.
Zdroj: http://kurumai.blog125.fc2.com/blog-entry-816.html
Díky geomagnetickým inverzím vznikají na mořském dně pruhy normálně a inverzně magnetovaných hornin, které jsou postupně odsouvány od oceánského hřbetu. Výsledkem studií těchto pruhů hornin je celosvětová mapa stáří oceánského dna. Inverzí GMP proběhlo v geologické minulosti mnoho a byla sestavena celosvětová časová škála inverzí (poslední inverze GMP proběhla cca před 800 tisíci lety). Inverze jako takové jsou výborným nástrojem při určování stáří hornin, při stratigrafických korelacích, při rekonstrukci pohybu tektonických desek a vytváření paleogeografických rekonstrukcí.
Mapa stáří oceánského dna. Nejmladší horniny jsou zobrazeny červenou, nejstarší modrou. Nejstarší oceánská kůra se nachází u pobřeží Japonska - její stáří je cca 180 miliónů let. Starší oceánskou kůru na Zemi nenajdeme, protože již zpět subdukovala.
Zdroj: https://www.windows2universe.org/teacher_resources/main/asp_2010_magnetism_workshop.html
