KOMPASSI. * Magneettisen pohjoissuunan ja maantieteellisen pohjoissuunnan

Transkriptio

1 31 KOMPASSI * Magneettikompassi on laite, jossa vaakatasoon tasapainoitettu magneettineula asettuu likimain pohjois-eteläsuuntaan. Kompassineulan pohjoiskohtion suunta on sama kuin magneettinen pohjoissuunta, joka Suomessa on tällä hetkellä keskimäärin 5 maantieteellisestä pohjoissuunnasta itään ja muuttuu vuosittain 0.1 itäänpäin. * Magneettisen pohjoissuunan ja maantieteellisen pohjoissuunnan välinen kulma on eranto eli deklinaatio. Alan englanninkielisessä kirjallisuudessa eranto on Geomagnetic declination ja merenkulussa siitä käytetään termiä Magnetic variation * Kompassi keksittiin Kiinassa ennen vuotta Sen käyttö navigoinnin apuvälineenä levisi Eurooppaan 1100-luvulla * Vasta 1500-luvun lopulla ymmärrettiin mikä voima pitää kompassineulaa suunnassaan. William Gilbert osoitti pienoismallikokeilla (v. 1600), että maapallo on kokonaisuudessaan magneettinen ja kompassineulan suunnistava ominaisuus johtuu siitä, että maapallo on suuri magneetti H.N-a

2 32

3 33

4 34 William Gilbertin näkemys Maan magneettisuudesta vuodelta 1600: Maa itsessään on suuri magneetti, joka suunnista kompassineulat. Gilbertin työ oli fysiikan alan ensimmäisiä moderneja empiriaan perustuvia tutkimuksia ja se oli pohjana mm. Newtonin painovoimateoriaan. Magneettinen vetovoima edusti aitoa kaukovoimaa, joka saattoi pitää planeetat radoillaan. Magneettisessa pallossa F ja B edustavat mantereita, joiden magneettisuus Gilbertin käsityksen mukaan on erilainen kuin pallossa yleensä. Tästä johtuu erantokulmat magneeteille A, G, C jne, missä mantereiden magneettisuuden erot aiheuttavat eri suuruisen vetovoiman magneetteihin.

5 35 Gilbertin käsityksen mukaan kompassien eranto johtuu mantereiden ja merenpohjan erilaisesta magnetoitumisesta, jonka vaikutuksesta erantolukemat vaihtelevat eri puolilla maapalloa. Taustalla on ikivanha uskomus kaukaisista magneettivuorista, jotka pitävät kompassineulan suunnassaan. Kuvassa Gilbertin teoksen "De Magnete" kuvitusta v Siinä on magneettineuloja, jotka kääntyvät voimakkaammin magnetoituneiden mantereiden suuntaan. Gilbertin paradigma Maan magneettisuuden luonteesta oli "Magneus magnes ipse globus terrestris est" eli Maa itsessään on suuri magneetti. Tätä tulosta voidaan pitää modernin geomagnetismin tutkimuksen alkuna. Magneettinen erantokulma Suomessa v Punaiset käyrät ilmoittavat erannon asteina pohjoissuunnasta itäänpäin Ilmatieteen laitoksen havaintojen mukaan.

6 36

7 37 MIHIN KOMPASSI OSOITTAA?

8 n Todellinen pohjoissuunta N H d Havaittu kompassisuunta; H, joka määräytyy vektorisummasta H d + H a D D on havaittu deklinaatio n. 5 E Pelkän dipolin aiheuttama kompassin suunta, joka määräytyy dipolikomponentista H d H = H d + H a Länsi, W Magneettikentän häiriösuunta; H a Jos H d = 0, kompassineula osoittaisi tähän suuntaan H a Itä, E. Kompassi suunta määräytyy magneettikentän horisontaalikomponentista H. Vektori H muodostuu kahdesta komponentista: dipolikomponentista (H d ) ja ns. anomaliakomponentista (H a ), joka aiheutuu dipolia moninapaisemmista lähteistä. Kompassin osoittama suunta määräytyy näiden kahden komponentin resultantin mukaan. Kompassi ei siis osoita kohti dipolinapaa, vaan paikallisen resultanttivektorin H suuntaan.

9 Maan dipolikentän aikamuutokset Maan magneettikentän mittauksia on tehty 1500-luvulta lähtien. Varhaisina vuosisatoina osatiin mitata vain kentän suunta, siis deklinaatio ja inklinaatio. Vasta 1800-luvun alussa kehitettiin menetelmät magneettivuon tiheyden mittaamiseksi (ns. Gaussin menetelmä). Magneettikentän voimakkuuden määritykset mahdollistivat myös Maan dipolimomentin laskemisen (esim. käyttäen yhtälöä 2.7). Suuntamittauksista (D, I) on myös voitu tietyillä olettamuksilla laskea maapallon dipolimomentti. Kuva 2.4 esittää dipolin aikamuutokset vuodesta Kuvasta havaitaan tyypillisenä piirteenä dipolin jokseenkin lineaarinen heikkeneminen. Kuvioon piirretty viiva on arvoista laskettu lineaarinen trendi. Dipolin voimakkuudesta voidaan laskea esim. horisontaalikenttä päiväntasaajalla, jossa H = M, ja saadaan kuvan 2.4 lineaarisesta sovituksesta lauseke g10 = H(θ = 90 ) = (t 1800) [nt] (2.10) missä t on aika vuosissa. Dipolikenttä pienenee (ekvaattorilla) siis 15.4 nt vuodessa keskimäärin. Tällä hetkellä pieneneminen on kiihtymässä ja keskimääräistä arvoaan suurempi - 26 nt/v. Ekstrapoloimalla yhtälöä 2.10, saadaan dipolin nollakenttä suunnilleen 2000 vuoden kuluttua, mutta kentän pieneneminen saattaa tietenkin sitä ennen kääntyä kasvuun tai nopeutua yhtä hyvin.

10 Aksiaalisen dipolin voimakkuus (nt) Vuosi Kuva 2.4. Maan aksiaalisen dipolin muutos

11 Pituusaste ( E) Maapallon dipolinavan liike Napakulma ( ) Kuva 2.5. Dipolinavan (N) paikka vuosina x10 3 Dipolikentän ekvatoriaalivoimakkuus (nt) Keskeisdipolin voimakkuus (nt) Vuosi

12 42 Kuva 2.5a. Keskeisdipolin ekvatoriaalivoimakkuus Kuva 2.5 osoittaa dipolinavan liikkeen viimeisen 50 vuoden aikana. Tyypillistä on ollut navan kiertyminen länteenpäin ja sen samanaikainen liike pohjoiseen. On laskettu, että dipolinapa suorittaa hidasta kiertoliikettä pitkin ellipsimäistä rataa pyörimisnavan ympäri kiertoajan ollessa n v. Kuvassa 2.5a on dipolikentän muutos vuosilta Sitä voi verrata kuvaan 2.4., jossa on sama ilmiö lähes 400 vuoden aineistosta. Kuten yhtälöstä 2.5 nähdään, on dipolikentän pieneneminen 400 vuoden aikavälillä on ollut keskimäärin 14.5 nt vuodessa, ja viimeisten vuosikymmenien aikana heikkeneminen on vain nopeutunut. Kuvan 2.5a pisteiden lineaarisovitus antaa pienenemisnopudeksi 21 nt/v, joten ekstrapoloitu nollakentän tilanne toteutuisi n vuoden kuluttua Kuten aikaisemmin on todettu kuvaa dipoliapproksimaatio n. 80 % koko maapallon magneettikentästä. Eräillä alueilla kuten Suomessa tarkkuus on joissain komponenteissa huonompi. Dipolinavan vastine todellisessa havaitussa ja mitatussa magneettikentässä on ns. geomagneettinen napa (geomagnetic pole, dip-pole), jossa magneettikenttä on pystysuorassa. Inklinaatio on silloin ± 90 ja H = 0. Missä sitten ovat nuo magneettiset navat? Pohjoinen magneettinen napa löydettiin vuonna Sen paikansi skottilainen tutkimusmatkaaja James Clerk Ross etsiessään luoteisväylää Kanadan pohjoisessa saaristossa. Vastaava eteläinen napa löytyi vuosikymmentä myöhemmin Etelänapamantereen rannikolta Australian Tasmanian saarelta etelään, missä Rossin toinen retkikunta teki tutkimuksiaan. Rossin löytämä magneettinen napa sijaitsi Boothian niemimaalla paikassa 70.1 astetta pohjoista leveyttä (N) ja 96.9 astetta läntistä pituutta (W) eli suunnilleen yhtä pohjoisessa kuin Utsjoki Suomessa. Matkaa maantieteelliselle pohjoisnavalle oli sieltä siis yli 2000 km. Rossin jälkeen magneettinen napa sai olla kaikessa rauhassa vuosikymmeniä kunnes kuuluisa norjalainen löytöretkeilijä Roald Amundsen, luoteisväylän löytäjä, paikansi sen uudelleen vuonna Napa haarukoitiin paikkaan, joka poikkesi muutamia kymmeniä kilometrejä Rossin mittauksista. Kolmannen kerran magnettisella pohjoisnavalla käytiin vasta toisen maailmansodan jälkeen vuonna Tutkijoiden hämmästykseksi napa ei kuitenkaan sijainnut Rossin tai Amundsen osoittamassa paikassa, vaan melkein 500 km pohjoisempaa Walesin Prinssin saarelta. Kanadan Geologian Tutkimuskeskus, joka oli napamääritykset tehnyt, otti tehtäväkseen seurata tuon alati liikkeessä olevan navan retkiä. Onhan se jonkinlainen kanadalaisten kansallinen tieteellinen tehtävä olla selvillä, missä

13 43 heidän valtakuntansa alueelle joutunut magneettinen napa milloinkin sijaitsee maailmalta sitä tiedusteltaessa. Magneettisen navan liikkuma-alue Kanadan arktisessa saaristossa on kuitenkin ihmiselle sen verran vaikeakulkuista ja ilmastoltaan vihamielistä seutua, ettei sinne aivan joka vuosi kannata mennä. Magneettisia naparetkikuntia on varustettu suunnilleen kerran vuosikymmenessä vuosina 1962, 1973, 1984, 1994 ja 2001.

14 44 Magneettisen navan liike pohjoisella pallaonpuoliskolla vuodesta 1834 vuoteen 2015 (alempi). Magneettinen napa liikku vuorokauden aikana lähes 100 km verran pitkin ellipsimäistä rataa

15 45 (yläkuva). Muutos johtuu siitä, että magneettikentän vuorokautinen vaihtelu muuttaa navan paikkaa ( H = 0), kun horisontaalikenttä muuttuu. Näin siis ilmoitettu navan paikka on keskiarvo. Mittaukset osoittavat, että magneettinen napa liikkuu vuosittain km pohjoiseen. Napa on edennyt Rossin ajoista paikkaan (v. 2005) 82.7 N, W sijaiten likimain yhtä pohjoisessa kuin Huippuvuorten Longyearbyenin kaivoskaupunki. Matkantekoa on navalle kertynyt reilussa 160 vuodessa melkein 1000 km. Kanadan Kuningatar Elisabethin saariston Ellef Ringnesin saarella on kunnia olla magneettisen pohjoisnavan isäntänä ehkä muutaman seuraavan vuoden ajan Etäisyys maantieteellisestä navasta (km) Pohjoisen pallonpuoliskon magneettinen napa Eteläisen pallonpuoliskon magneettinen napa Vuosi Magneettisten napojen liike satavuotiskaudella Pohjoisen pallonpuoliskon magneettinen napa on kiihdyttänyt nopeuttaan viimeisen 25 vuoden huomattavasti enemmän kuin eteläisen pallonpuoliskon vastineensa. Ilmiö kuvastaa omalta osaltaan maapallon magneettikentä rakenteen epäsymmetriaa pallonpuoliskojen suhteen

16 Speed (km/yr) Rate of Motion of the North Dip-Pole Year Magneettisen navan liikenopeus pohjoisella pallonpuoliskolla Viimeisten 20 vuoden aikana navan vuotuinen liikenopeus on enemmän kuin kaksinkertaistunut Magneettisen pohjoisnavan vastinpiste eteläisellä pallonpuoliskolla on ollut huomattavasti laiskempi liikkeissään kuin pohjoinen kumppaninsa. Tosin eteläisen navan ympäristö on vielä vaikeapääsyisempi kuin pohjoisen magneettisen navan lähistöllä, joten siellä on käyty vain muutamia kertoja. Näin kaikkia eteläisen magneettisen navan harharetkiä ei tunneta, mutta sekin on liikkeessä kaiken aikaa. Tiedemiehet otaksuvat, että molemmat navat liikkuvat pitkin ellipsimäistä rataa kiertoajan ollessa muutamia tuhansia vuosia.

17 MAAPALLON MAGNEETTINEN POHJOISNAPA VUOSINA Leveysaste N Pituusaste W Maantieteellinen etelänapa 90 S MAAPALLON MAGNEETTINEN (POHJOIS)NAPA ETELÄISELLÄ PALLONPUOLISKOLLA VUOSINA Leveysaste S Pituusaste E Maapallon magneettisen navan (dip-pole) liike pohjoisella ja eteläisellä pallonpuoliskolla luvulta lähtien Dipolimomentti (10^22 Am^2) Aika (satoja vuosia) nykyhetkestä taaksepäin Kuva 2.6 Maan magneettikentän dipolimomentin aikavaihtelu nykyhetkestä ajassa taaksepäin 500 vuoden keskiarvoina. Katkoviiva edustaa dipolimomentin arvioitua syklistä vaihtelua. Kuva 2.6 osoittaa Maan dipolimomentin aikamuutokset viimeisen runsaan vuoden ajalta. Tyypillistä on ollut dipolimomentin aaltoilu aallonpituuden ollessa noin vuotta ja amplitudi ± 50 % dipolimomentin nykyarvosta.

18 48 Maapallon dipolikentän tänä päivänä havaittava heikkeneminen on alkanut n vuotta sitten, jolloin dipolikenttä oli melkein 50 % voimakkaampi kuin tänään. Minimissään dipolikenttä on ollut noin 6000 vuotta sitten. 2.2 Dipolikentän napaisuuden vaihdokset Paleomagneettiset mittaukset ovat osoittaneet, että maapallolla on ollut pääasiassa dipolaarinen magneettikenttä ilmeisesti sen koko olemassaolon ajan. Vanhimmat tiedot kivinäytteistä ovat prekambrikaudelta n. 2.5 miljardia vuotta sitten. Näyttää siltä, että geomagneettinen kenttä on ollut viimeisen 1000 miljoonan vuoden aikana keskimäärin (100 Ma keskiarvoina) selvästi nykyistä heikompi, mutta sitä ennen suunnilleen nykyisen vahvuinen. Magneettikentälle on tyypillistä, että keskimääräinen magneettikenttä esim vuoden jaksoissa, on hyvin lähellä aksiaalisen keskeisdipolin aiheuttamaa magneettikenttää kuvan 2.1 mukaisesti. Toisaalta dipolikentän polariteetti, ts. osoittaako dipolimomenttivektori kohti maantieteellistä N- tai S- napaa voi vaihdella. Kuva 2.7 havainnollistaa maapallon dipolikentän kahta vaihtoehtoista polariteettitilaa. Tiedot Maan magneettikentän menneisyydestä perustuvat laavakerrostumien (kts. Kuva 2.8) tai merenpohjan sedimenttipatjojen mineraalirakeiden remanenttiin ferromagneettisuuteen. Laavakerroksen ollessa sulassa tilassa ovat siinä olevat magnetoituneet rakeet lämpöliikkeen sekoittamassa mielivaltaisissa suunnissa ja lisäksi paramagneettisessa tilassa. Lämpötilan laskiessa alle Curiepisteen, rakeet palautuvat ferromagneettisiksi ja orientoituvat jähmettymishetkellä vallitsevan Maan magneettikentän suuntaisiksi. Rakeiden magnetoituman voimakkuus on verrannollinen vallitsevaan geomagneettiseen kenttään. Jos laavan lämpötila

19 49 N N In Bn Mr Br Ir Mn S S MAAPALLON DIPOLIKENTÄN KAKSI POLARITEETTITILAA n(ormal) ja r(eversed): Mn = - Mr; Bn = -Br; In = - Ir Kuva 2.7. Maan dipolikentän polariteetit. Nykyinen polariteettitila (normaali, n) on kuva vasemmalla. Vastakkainen polaarisuus (käänteinen, r) oikealla. Viimeksi Maan dipolikentän polariteetti oli r-tilassa n vuotta sitten. Tyypillisesti polariteetin vaihtumisprosessi kestää vuotta ja saman polariteetin keskimääräinen kesto on miljoonan vuoden luokkaa. ei tämän jälkeen ylitä Curie-pistettä, tallettavat mineraalihiukkaset tiedon jähmettymishetkellä vallinneesta geomagneettisesta kentästä. Laavasta porataan sylinterin muotoinen näytekappale, jonka magneettiset ominaisuudet (D, I, B) voidaan tarkasti määrittää tätä tarkoitusta varten kehitetyillä herkillä magnetometreillä (esim. spinneri). Näytepalan ikä voidaan saada selville radioaktiivisuuteen perustuvilla iänmääritysmenetelmillä.

20 50 Laavakerrostuman remanentin magneettisuuden suunnat eri polariteettikausilla N ja R B Ulkoinen indusoiva N-polariteetin magneettikenttä B Menneisyys Aika Nykyhetki Maanpinta Kerrospaksuus N-polariteetin kausi Transitiokausi R-polariteetin kausi Transitiokausi N-polariteetin kausi Transitiokausi R-polariteetin kausi Transitiokausi Kuva 2.8. Maapallon magneettikenttä menneisyydessä saadaan selville esim. päällekkäisistä laavapurkautumista. Määrittämällä magneettikenttävektorin B suunta (D, I), saadaan selville laavan jähmettymisajankohdan aikaan vallinnut maapallon magneettikenttä. Kausia, jolloin kenttävektori on nykypäivän magneettikentän suunnan mukaan orientoitunut sanotaan normaalikausiksi (N), vastakkaisessa suunnassa oleva kenttä edustaa käänteisen polariteetin kausia (R). Väikautta, jolloin polariteetti muuttuu, sanotaan transitiokaudeksi (T). Kenttävektorin vastakkaiset suunnat laavakerrostumissa havaittiin jo 1850-luvulla, mutta vasta vuosisadan alussa Brunhes oivalsi, että kyseessä on maan magneettikentän suunnan vaihtumisesta aiheutuva ilmiö, ei laavakivien oman magneettisuuden tuottama häiriö. Kesti kuitenkin pitkälle 1950-luvulle ennnenkuin ilmiö tiedemaailmassa otettiin vakavasti ja hyväksyttävänä tosiasiana Maan magneettikenttään liittyvänä ominaisuutena. Maan magneettikentän polaarisuusvaihdoksen kaltainen ilmiö tunnetaan myös auringosta. Sen laaja-alainen dipolaarinen magneettikenttä vaihtaa polariteettiaan melko tarkasti auringonpilkkujen esiintymisen mukaisessa 11 vuoden jaksossa.

21 51 Kuva 2.9 esittää mitä magneettikentässä tapahtuu napaisuuden vaihtoprosessin aikana. Kuvassa on Jaramillon transition ( 990 ka ) merenpohjasedimenteistä määritetyt D, I ja B. Tyypillistä on magneettikentän voimakkuuden lasku kauan ennen kuin sen suunnassa tapahtuu mitään muutoksia. Kenttävoimakkuuden laskettua noin 90 % tapahtuu vektorin suunnan muutos: D ja I muuttuvat vastakkaismerkkisiksi hyvin "nopeasti" joskus jopa 1000 vuodessa. Suunnan muutoksen jälkeen B kasvaa takaisin alkuperäiseen arvoonsa vakiotasolle. Kuvan 2.9 tilanne on yhden havaintopisteen antama kuva napaisuuskäännöksestä. Globaalisesti tarkasteltuna dipolin suunta säilyy transitiokauden alussa samana, mutta sen voimakkuus heikkenee. Lopulta magneettikentän dipolikomponentti katoaa kokonaan ja jäljelle jää eidipolaarinen jäännöskenttä vahvuudeltaan tyypillisesti n. 10 % dipolikentän voimakkuudesta. Magneettikenttä muuttaa polaarisuuttaan siten, että ensin toiselle pallonpuoliskolle kasvaa uusi alkiodipoli, alkuperäisen kanssa vastakkaista polariteettia, ja sitten toiselle. Kahden tällaisen dipolin magneettikenttä on ns. kvadrupolikenttä, mutta dipolien sulautuessa yhteen syntyy globaalinen dipolikenttä.

22 52 Esimerkki Maan magneettikentän kääntymistapahtumasta ns. Jaramillon kaudelta 990 ka ka sitten. Kuvassa vasemmalla on inklinaatio määritettynä sedimenttinäytteiden jäännösmagnetismista, keskellä deklinaatio ja vasemmalla magneettikentän voimakkuus (suhteellinen). Magneettikentän suunnan muutos mitattuna I:n ja D:n avulla tapahtuu "nopeasti" noin 2000 vuodessa, mutta kentän voimakkuudessa muutokset kestävät huomattavasti kauemmin. Nykyisin vallitseva normaali polariteettitila on kestänyt n milj. vuotta. Viimeksi kuluneiden 50 miljoonan vuoden aikana magneettikenttä on

23 53 kääntynyt keskimäärin 3 kertaa miljoonassa vuodessa, joten tilastollisesti nykyinen N-kausi (ns. Brunhesin kausi) on vallinnut keskimääräistä pitempään. Toisaalta polariteetin vaihtumisfrekvenssissä on suuria vaihteluja eri geologisina kausina. Esimerkiksi n. 100 miljoonaa vuotta sitten alkoi polariteettijakso, joka säilyi saman yli 20 miljoonaa vuotta. Dipolipolariteetti Normaali, N Käänteinen, R 0.0 Brunhes 1.0 Aika milj. vuosia B.P Matyama Gauss 4.0 Gilbert Maapallon magneettikentän polariteettidiagrammi. Mustat alueet ovat normaalipolariteetin (N) kausia ja vaaleat vastakkaista polariteettia, eli R-kausia. Polariteettikaudet on nimetty kuuluisien geomagneetikkojen mukaan. Nykyisin vallitseva N-kausi on nimetty napaisuuskäännöksen keksijän japanilaisen M. Brunhesin mukaan. Mikä on se mekanismi Maan ytimessä ja vaipassa, joka polariteettimuutokset tuottaa, on toistaiseksi vailla tyydyttävää selitystä. Ilmiön fysikaalinen aiheuttaja ytimessä lienee kuitenkin samanlainen magneettikentän kääntäjä kuin auringossakin. Kyseessä on ydinnesteen magnetohydrodynaaminen epästabiliustila. Tähän kysymykseen palataan tuonnempana, kun käsitellään Maan magneettikentän syntyteorioita. Maan dipolikentän polariteettikäännöksillä on ollut ja on edelleen tärkeä ja keskeinen merkitys tutkittaessa mannerliikuntoja menneisyydessä. Oikeastaan

24 54 koko nykyinen, varsinaisesti 1950-luvulla luotu, laattatektoniikka sai vahvistuksen paleomagneettisten napaisuuskäännöksien avulla. Merellisten mannerlaattojen saumakohdissa uutta merenpohjaa syntyy maankuoren alisesta vaippakerroksesta kumpuavasta sulasta magmasta. Magman jäähtyessä ja työntyessä saumakohdan molemmille puolille (esim. Keski-Atlantin selänne) tallettuu siihen tieto jähmettymisajanhetken napaisuuspolariteetista (kts. Kuva 2.10 ). Polariteettidiagrammin (N, R vs. aika) perusteella voidaan merenpohjan ikä ja siirtymisnopeus saada selville. Mitä kauempana ollaan selänteestä, sitä vanhempaa pohjamateria on. 2 Ma 1 Ma Aika 0 1 Ma 2 Ma Aika R Kentän polariteetti N R N R Kentän polariteetti N N R N N R Merenpohjaa ylhäältä katsottuna Merenpohjaa ylhäältä katsottuna Merenpohjan leviämissuunta Merenpohjan Keskiselänne Merenpohjan leviämissuunta Kuva 2.10 Merenpohjan magnetoituman dipolipolariteetti keskiselänteen molemmilla puolilla. N- ja R-kaudet näkyvät symmetrisinä vyöhykkeinä saumakohdan molemmin puolin

25 55 Toinen sovellutus liittyy myös mannerlaattojen liikkeisiin. Laavanäytteistä voidaan laskea laavan purkauspaikan leveysaste, joka ei ole sama kuin tämän päivän koordinaatti, koska mantereet liikkuvat. Muinainen leveysaste φ lasketaan yhtälöstä 2.2: φ = arc(0.5 tan I), missä I saadaan näytepalan inklinaatiosta. Olettamuksena on siis, että näyte edustaa Maan magneettikentän aikakeskiarvoa, joka on aksiaalinen dipolikenttä. Yhdistämällä eri mantereilta saadut navat yhdeksi, saadaan dipolinavan liike rekosntruoitua. Navan liike tulkitaan kuitenkin siten, että se aiheutuu mantereiden hitaasta liikkeestä, mannerliikunnoista. Näin on voitu myös rekonstruoida esim. Fennoskandian ajelehtiminen aina prekambrikaudelta nykypäivään. Tulokseksi on saatu, että Fennoskandia sijaitsi lähellä päiväntasaajaa n. 400 miljoonaa vuotta sitten, lähellä etelänapaa n. miljardi vuotta sitten ja nykyisellä leveysasteellaan 2.7 miljardia vuotta sitten, jolloin Fennoskandia ja Kanadan kilpialue olivat kiinni toisissaan.

26 56 Pääasiassa paleomagnetismin antamin keinoin on voitu rekonstruoida muinaisten mantereiden liikkeet satoja miljoonia vuosia ajassa taaksepäin. Noin 200 miljoonaa vuotta sitten kaikki nykyiset mantereet olivat kiinni toisissaan muodostaen alkumantereen nimeltä Pangeia. Siitä alkoi erkaantuminen ja esimerksi Atlantin valtameri aukeni Euroopan ja Amerikan välille noin 50 miljoonaa vuotta sitten.

27 Planeettojen magneettikentistä Aurinkokuntamme planeettojen magneettikenttiä on mitattu jo aivan satelliittikauden alkuajoista lähtien 1960-luvulta. Merkuriusta ja Venusta tutkittiin jo luvuilla. Merkittävimmät avaruusluotaimet magnetismin alalla ovat olleet Voyager 1 ja 2, jotka mittasivat Jupiterin, Saturnuksen, Uranuksen ja Neptunuksen magneettikenttää. Luotaimet lähetettiin matkaan vuonna Jupiter ohitettiin vuonna 1979 ja kymmenen vuotta myöhemmin Neptunus. Aurinkokunnan planeetoista ainoastaan Pluto on jäänyt avaruusmissioiden ulkopuolelle. Viimeaikaisista avaruusluotaimista, jotka ovat mitanneet myös avaruuden ja taivaankappaleiden magneettikenttiä, tärkeimpiä ovat olleet Galilei ja Mars Surveyor. Näistä edellinen mittasi Jupiterin läheisyydessä magneettikenttiä (v. 1996) ja mittauksista on voitu päätellä, että yksi Jupiterin isoista kuista (ns. Galilein kuut), Ganymedes on voimakkaasti magneettinen. Suurimmat magneettikenttäarvot ovat mittauksien mukaan nt. Myös toinen Jupiterin kuista, Io, on magneettinen. Aurinkokunnan magneettikenttien tutkimus jatkuu. Euroopan avaruustutkimusjärjestön (ESA) ensi vuosituhannen keskeisiin tutkimusohjelmiin kuuluu ROSETTA-hanke, jossa tutkitaan komeettojen ominaisuuksia. Tähtäimessä on tietty komeetta, jonka pinnalle suunnitellaan laskeutumisalusta tarkoituksenaan tutkia komeetan magneettisia ja muita fysikaalisia ominaisuuksia. Luotaimen laukaisu on vuonna 2004 ja laskeutuminen tapahtuu vuonna Parhaillaan on käynnissä tanskalaisten oma satelliittihanke Örsted, joka on nimetty kuuluisan magnetismin tutkijan Hans Christian Örstedin ( ) mukaan. Kyseessä on maapalloa kiertävä satelliitti, jonka tehtävänä on pääasiassa mitata maan omaa magneettikenttää. Laukaisu tapahtui helmikuussa 1999 ja lentoaika muutamia vuosia. Lentokorkeus on tyypillisesti 400 km. Planeetoista tiedetään, että vain Mars ja Venus ovat vailla sellaista sisäsyntyistä magneettikenttää kuin maapallolla ja muilla tutkituilla planeetoilla on havaittu. Mielenkiintoinen havainto on Kuusta, jolla tänä päivänä ei ole omaa magneettikenttää kuukivien analyysin perusteella. Näiden kivien voimakas

28 58 remanenssi paljastaa, että Kuulla on joskus n miljoonaa vuotta sitten ollut oma toimiva magneettikenttä, mutta sitä ylläpitävä prosessi on pysähtynyt. Mars Surveyorin magneettiset mittaukset (v. 1997) Marsista on tehty planeettaa kiertävältä radalta, jonka alin piste oli 100 km Marsin pinnasta. Mittausten tulkinta osoittaa, että Marsilla ei ole sisäsyntyistä magneettikenttää, mutta tietyt osat planeetan eteläisellä pallonpuoliskolla ovat voimakkaasti magnetoituneita. Magnetoituminen on tapahtunut Marsin sisäsyntyisen magneettikentän kautta, mutta kenttää ylläpitävä prosessi on pysähtynyt jo ehkä n. 3 Ga sitten. Mielenkiintoista tuloksissa on se, että magnetoituminen vaihtaa polariteettiaan samaan tapaan kuin mitä on havaittu maapallolla valtamerien pohjan remanenssista. Polariteetin vaihdokset viittaavat polariteettia vaihtavaan magneettikenttään ja myös laattojen liikkeisiin maapallon laattatektoniikan mukaisesti. Marsin magneettikenttää Mars Surveyorin mittauksista.

29 59 Jupiterin ja Saturnuksen magneettikentät muistuttavat paljon Maan kenttää. Molempien planeettojen magneettikenttää dominoi voimakas dipolikomponentti ja itse dipoli on orientoitunut lähes pyörimisakselin suuntaiseksi. Samoin käyttäytyy myös Merkuriuksen magneettikenttä. Jupiterin pintakenttä on voimakas, yli 10 kertaa suurempi kuin maapallolla (kts. Kuva 2.10). Saturnuksen kenttä on taas paljon heikompi, itse asiassa pienempi kuin Maalla. Kenttien erot selitetään näiden jättiläisplaneettojen sisäosien erilaisista rakenteista. Planeettapari Uranus ja Neptunus ovat magneettisesti anomaalisia. Niiden magneettikenttää kuvaava dipoli on kallistunut n. 50 ja sijaitsee likimain planeetan pinnan ja keskipisteen puolivälissä. Kaavakuva Jupiterin magneettikentästä. Kentän rakenne on samankaltainen kuin Maalla: siinä on voimakas dipolikomponentti ja dipoli on lähes pyörimisakselin suuntainen. Jupiterin magneettinen orientaatio on vastakkainen Maan magneettikentän kanssa. Kuvassa 2.10 on yhteenveto planeettojen ja auringon magneettikentistä. Kuvassa on taivaankappaleen dipolimomentti planeetan kiertoimpulssimomentin (angular momentum) funktiona. Nähdään, että dipolimomentti kas-

30 60 vaa melko lineaarisesti (log-log koordinaatistossa) impulssimomentin kasvaessa, joten ilmeisesti magneettikentän muodostumiseen vaikuttavat olennaisesti taivaankappaleen koko, pyörimisnopeus ja tiheys. On voitukin osoittaa, että planeetan dipolimomentin ja maapallon dipolimomentin suhde (m/m e ) noudattaa yhtälöä m m e =!! e T e T ( R R e ) 4 (2.11) missä ρ on tiheys, T planeetan pyörähdysaika ja R sen säde (alaindeksi e viittaa maapalloon). Kuvan 2.10 esittämää dipolimomentin lineaarista käyttäytymistä sanotaan magneettiseksi Boden laiksi. Vanhasta tähtitieteessä tunnetaan Boden laki, jossa planeettojen keskietäisyydet auringosta kasvavat lineaarisesti. Kuva 2.11 on esimerkkinä Uranuksen ja Neptunuksen magneettikentät. Vasempi kuva esittää horisontaalikomponenttia (gausseina) ja oikean puoleinen inklinaatiota. Kuva Uranuksen ja Neptunuksen magneettikentät Maahan verrattuna. Tyypillistä on niille magneettisen akselin suuri kallistuskulma pyörimisakseliin nähden ja magneettikentän voimakas epäsymmetria pallonpuoliskojen suhteen.

31 SUN B = µ! 4 JUPITER B = µ! Relative Dipole Moment (log-unit) MERCURY B = 0.3 µ! Ganymedes B = 0.8 µ! EARTH B = 30.6 µ! URANUS B = 22.9 µ! NEPTUNE B = 14.2 µ! SATURN B = 21.2 µ! -4 MARS B = 0.05 µ! VENUS B = µ! Magnetic Bode-Law Equatorial dipole field strength is given under the name tag Relative Angular Momentum (log-unit) Kuva Aurinkokunnan planeettojen ja auringon dipolimomentit taivaankappaleen kiertoimpulssimomentin funktiona suhteessa Maan vastaaviin arvoihin. Mukana on myös Jupiterin Ganymedes kuu. Valitussa koordinaatistossa dipolimomentti kasvaa lineaarisesti noudattaen ns. magneettista Boden lakia. Planeettojen magneettikentän voimakkuudet ekvaattorilla on myös ilmoitettu.

32 62 Planeetoista pienimmällä Merkuriuksella on samasta syystä pieni dipolimomentti. Kaavan 2.11 mukaan dipolimomenttiin vaikuttaa planeetan pyörähdysaika siten, että mitä hitaampi (maapallon pyörähdysaikaan verrattuna) sitä pienempi dipolimomentti on. Näin on Venuksen kohdalla, jonka pyörimisaika akselinsa ympäri on hyvin hidas 243 vrk.

33 63 Maapallon magneettisen peruskentän aikavaihtelujen ääriarvoja Heikki Nevanlinna Ilmatieteen laitos, Avaruus ja yläilmakehä Abstract. A brief review is given about the geomagnetic secular variation and the polarity reversal of the geomagnetic field. 1. JOHDANTO Maapalloa ympäröi magneettikenttä, jonka pääosa saa alkunsa Maan ydinosan nestevirtauksista 2900 km syvyydessä. Nestevirtaukset ylläpitävät geodynamoa, jonka tuottamista sähkövirroista syntyy maapallon magneettikenttä. Maapalloa voidaan siis pitää jonkinlaisena isona sähkömagneettina. Osa maanpinnalla mitattavasta magneettikentästä aiheutuu kivikehän ferromagneettisesta materiasta, joka paikallisesti voi aiheuttaa suuria häiriöitä magneettivuon tiheyteen. Ajallisesti nopeiten muuttuu maapallon lähiavaruudessa, magnetosfäärissä ja ionosfäärissä, vallitseva magneettikenttä, jonka vaihteluja kontrolloi Auringon aktiivisuus hiukkasemissioiden ja lyhytaaltoisen sähkömagneettisen säteilyn kautta. Maan magneettikentän lähteet jaetaan syntysijansa mukaan sisäiseen (internal) ja ulkoiseen (external) osaan. Tyypillisesti ulkosyntyinen magneettikenttä vaihtelee nopeudella ± 0,1... ±10 nt/s. Sen suurimpia muutoksia kutsutaan magneettisiksi myrskyiksi tai avaruussäähäiriöiksi. Sisäsyntyinen pääkenttä muuttuu tällä hetkellä kertaluokkia hitaammin, tyypillisesti 30 nt vuodessa, joka on noin promille kokonaiskentän vuon tiheydestä. Ilmiöstä käytetään nimitystä sekulaarimuutos (vuosisataismuutos) sen hitaudesta johtuen (kts. esim. NEVANLINNA, 2002). Kirjoituksessa tarkastellaan kysymystä siitä, minkälaisia ääriarvoja on Maan sisäsyntyisen magneettikentän havaintosarjoissa. 2. MAGNEETTIKENTÄN SEKULAARIMUUTOS Maapallon sisäsyntyinen magneettikenttä muuttuu hitaasti vuodesta toiseen. Ilmiöstä käytetään nimitystä sekulaarimuutos. Sen seuraamiseksi on Suomessa tehty säännöllisiä ja jatkuvia observatoriorekisteröintejä vuodesta 1844 lähtien (NEVANLINNA, 2004). Ensimmäinen observatorio toimi Helsingissä ( ) ja sen mittauksia jatkettiin Pasilassa Ilmalan observatoriossa aina vuoteen 1955 saakka. Tätä toimintaa jatkettiin

34 64 Nurmijärven observatoriossa (1953-). Lapissa on toiminut magneettinen observatorio vuodesta 1913 lähtien. Kuva 1. Kompassineulan eranto Suomessa magneettisten observatorioiden (Helsinki, Nurmijärvi ja Sodankylä) rekisteröintien (pisteet) mukaan. Yhtenäinen viiva edustaa erannon kulkua arvioituna Suomessa tehdyistä magneettisista mittauksista eri puolilla maata ja laskettuna Sodankylän koordinaateille (NEVANLINNA, 2004). Kuva 1 näyttää esimerkinomaisesti Suomen alueella mitatut sekulaarimuutoksen kompassineulan erannon (deklinaation) osalta. Kuvassa pisteet edustavat erannon vuosikeskiarvoa ja yhtenäinen viiva eri puolilla maata tehdyistä magneettikentän mittauksista laskettua tilastollista erannon muutosta. Kuvasta saadaan käsitys siitä miten eranto on vaihdellut Suomessa viimeksi kuluneiden noin 350 vuoden aikana. Voidaan päätellä, että eranto oli eniten länteenpäin (noin 10 ) aivan 1800-luvun alussa. Siitä lähtien eranto on kääntynyt itäänpäin suunnilleen asteen kymmenessä vuodessa, joten noin 200 vuoden kokonaissekulaarimuutos on ollut lähes 20. Poikkeus itäisestä kasvusuunnasta oli muutaman vuoden ajan 1960-luvun lopulla, jolloin erannon muutos kääntyi negatiiviseksi (länteen). Ilmiö on ollut maailmanlaajuinen ja se liittyi globaalimagneettikentän nopeaan "nykäykseen" eli jerkkiin, joka johtui todennäköisesti maapallon pyörimisnopeuden äkillisistä vaihteluista (ALEXANDRESCU et al., 1996). Sekulaarimuutos oli suunnilleen samoilla itäisillä lukemilla 1600-luvun alkupuolella kuin nykyäänkin. Kuvan 1 magneettikentän vaihtelut edustavat tyypillistä aaltomaista sekulaarimuutosta, jonka aallonpituus on noin 300 vuotta ja amplitudi noin MAAN MAGNEETTIKENTÄN NAPAISUUSVAIHDOKSET Maapallon sisäsyntyinen magneettikenttä on maanpinnan läheisyydestä muutaman sadan kilometrin korkeuteen asti muodoltaan dipolikenttää muistuttava. Kyseessä on sellaisen hypoteettisen dipolin (tai sauvamagneetin) aiheuttama magneettikenttä, joka on Maan keskipisteessä ja hieman (noin 10 ) kallistunut maapallon pyörimisakselin suunnasta. Tällainen dipoli kuvaa noin 80 % Maan magneettikentästä. Tarkempaa kuvausta varten