Pole magnetyczne Ziemi czyli o szalonym kompasie spokojnego żeglarza

Pole magnetyczne Ziemi czyli o szalonym kompasie spokojnego żeglarza Krzysztof Sajewicz Dla średniowiecznych żeglarzy Ziemia stanowiła ogromny, nieznany i niezbadany świat. Jeszcze w XVI wieku nie było wśród ówczesnych uczonych pełnej zgody co do jej kształtu, mimo że znano już traktaty starożytnych Greków, w których podawano dowody na kulistość Ziemi. W nauce zawsze ostateczne zdanie ma doświadczenie gdy jest ono niezgodne z przyjętym obrazem świata, należy ten obraz odrzucić i zastąpić takim, który jest zgodny z wynikami pomiarów. Do ustalenia kulistości Ziemi przyczyniła się wyprawa Ferdynanda Magellana z 1519 roku. Nie doszłaby ona do skutku, gdyby nie kompas i busola jego udoskonalona wersja. Podczas zachmurzonych nocy nie ma możliwości nawigacji z wykorzystaniem pozycji gwiazd (1). Kompas i busola są wówczas bezcenne. Jednak skąd bierze się siła działająca na igłę magnetyczną i dlaczego Ziemia jako całość posiada własne pole magnetyczne? Prosty model magnetyzmu Ziemi Pole magnetyczne Ziemi jest polem dipola, podobnie jak pole magnesu sztabkowego. Można zatem przedstawić pole magnetyczne Ziemi jako pole pochodzące od ogromnego magnesu sztabkowego, umieszczonego w środku Ziemi i nachylonego pod kątem 11 do jej osi obrotu (Rys.1). Wówczas południowy biegun magnetyczny leżałby w pobliżu 73 szerokości geograficznej północnej i 100 długości geograficznej zachodniej w obszarze archipelagu wysp północnej Kanady, zaś biegun magnetyczny północny na 68 szerokości południowej i 146 długości wschodniej na krawędzi kontynentu Antarktydy. równik geomagnetyczny równik geograficzny Rys. 1. Linie pola magnetycznego Ziemi dla prostego modelu dipolowego. Oś magnetyczna nachylona jest pod kątem około 11 do osi obrotu Ziemi. strona 1/13

Skąd bierze się siła działająca na igłę kompasu? Igła kompasu zbudowana jest z ferromagnetyka, czyli materiału charakteryzującego się trwałym namagnesowaniem. Jest to po prostu mały magnesik, podparty w środku ciężkości, i mający dzięki temu swobodę ruchu obrotowego. Można go opisać przy pomocy wektora momentu magnetycznego m, mającego zwrot wzdłuż igły magnetycznej (Rys. 2). Rys. 2. Igła kompasu i jej moment magnetyczny m. Jeśli umieścimy igłę w zewnętrznym jednorodnym polu magnetycznym, wówczas na każdy z biegunów igły zadziała siła magnetyczna F (2). Obie te siły mają równe wartości lecz przeciwne zwroty (Rys. 3). Powstaje moment pary sił, oznaczony jako T, który ustawia igłę równolegle do kierunku linii pola magnetycznego: T = m x B (1) Rys. 3. Moment pary sił, oznaczony symbolem T, ustawiający igłę kompasu równolegle do linii pola magnetycznego, jest wektorem prostopadłym do płaszczyzny rysunku i zwróconym za tę płaszczyznę. Wartość momentu pary sił wynosi: T = mb sin a (2) gdzie α jest kątem pomiędzy osią igły magnetycznej a linią pola magnetycznego w danym punkcie. Widać więc, że gdy igła ustawi się wzdłuż linii pola magnetycznego, moment sił ma wartość zero, zatem igła zatrzyma się w tym położeniu (zwykle po paru oscylacjach, ze względu na bezwładność samej igły). strona 2/13

Przyjrzyjmy się jeszcze energetyce zjawiska. Aby moment pary sił mógł spowodować obrót igły o pewien kąt, musi wykonać określoną pracę. Oznacza to, że można przypisać momentowi magnetycznemu igły kompasu pewną wartość energii, jaką posiada on, znajdując się w polu magnetycznym. Energia ta wynosi E = m B (3) Ze wzoru wynika, że igła posiada najmniejszą energię, gdy jest ustawiona równolegle do kierunku linii pola magnetycznego (E = mb), zaś największą, gdy ustawi się antyrównolegle do linii pola (E = mb; w tym przypadku biegun północny igły kompasu będzie wskazywał magnetyczną północ, a jej biegun południowy magnetyczne południe). Sytuacja igły w polu magnetycznym jest podobna do sytuacji kulki toczącej się po nierównym terenie. Kiedy znajduje się na wzniesieniu, łatwo jest jej stoczyć się w dół może do tego doprowadzić nawet lekkie popchnięcie kulki, która jest w równowadze chwiejnej. Natomiast gdy kulka znajdzie się w zagłębieniu, trzeba już sporej energii, by ją stamtąd wyciągnąć, gdyż jest ona w równowadze trwałej (Rys. 4). Podobnie rzecz ma się z igłą magnetyczną położenie antyrównoległe to równowaga chwiejna, zaś położenie równoległe to równowaga trwała. równowaga chwiejna równowaga trwała Rys. 4. Porównanie rodzajów równowagi: trwałej i chwiejnej. Zatem równoległe ustawienie igły wynika z dążenia każdego układu fizycznego do zminimalizowania własnej energii. Powyższy wniosek można łatwo przetestować, próbując zetknąć dwa jednakowe magnesy sztabkowe dwoma jednoimiennymi biegunami. Aktualne poglądy uczonych, czyli teoria geodynama Według podanego wyżej modelu ziemskiego pola, jego źródłem mógłby być ogromny magnes sztabkowy czyli kuliste namagnesowane jądro. Model taki nie wyjaśnia jednak zjawiska powolnych zmian ziemskiego pola (tzw. zmian wiekowych), a także powtarzającej się co kilkaset tysięcy lat zamiany miejscami ziemskich biegunów. W modelu stałego jądra magnesu, zamiana miejscami biegunów musiałaby być wywołana przez obrót o 180 osi wirowania ziemskiego jądra w stosunku do reszty kuli ziemskiej, co jest niemożliwe ze względu na zasadę zachowania momentu pędu. Obracające się jądro strona 3/13

Ziemi musiałoby zmienić wektor swojego momentu pędu na przeciwny, a do tego potrzebna byłaby ogromna energia. Poza tym istnieje jeszcze jeden powód, dla którego model stałego magnesu nie może być prawdziwy. Od początku ubiegłego wieku wiadomo, że istnieje graniczna temperatura, powyżej której ferromagnetyki tracą własne namagnesowanie (tzw. temperatura Curie). Wiemy również, że z powodu ciśnienia wynikającego z ciężaru warstw zewnętrznych, w jądrze Ziemi panuje ogromna temperatura dochodząca do 5000 C, a więc niewiele mniejszą, niż na powierzchni Słońca! Powstała więc potrzeba wyjaśnienia źródła ziemskiego pola magnetycznego. Opiszemy jak doszło do sformułowania obowiązującego aktualnie modelu. Wnętrze Ziemi ma budowę warstwową. W samym środku znajduje się stałe jądro, złożone z żelaza lub stopu żelaza z niklem. Stałe jądro wewnętrzne otoczone jest przez płynne jądro zewnętrzne, złożone z powoli krążących mas stopionego niklu i żelaza. Warstwę zewnętrzną stanowi płaszcz, zakończony cienką skorupą o grubości około 35 km (Rys. 5). Wiedzę na temat złożonej budowy Ziemi czerpiemy z analizy fal sejsmicznych pochodzących z trzęsień. Fale te, wnikając głęboko w kulę ziemską, odbijają się od granicy pomiędzy warstwami o różnej gęstości i właściwościach akustycznych. Dzięki temu, rozmieszczone w różnych miejscach na powierzchni Ziemi laboratoria sejsmiczne mogą zanalizować kierunek i natężenie fal odbitych, a następnie wyciągnąć wnioski na temat budowy wewnętrznej naszej planety. Odległość od środka Ziemi [km] skorupa 6370 płaszcz 3490 płynne jądro zewnętrzne z prądami konwekcyjnymi 1270 stałe jądro wewnętrzne 0 Rys. 5. Warstwowa budowa wnętrza naszej planety. Grubość skorupy jest znacznie przesadzona (w skali rysunku skorupa nie byłaby widoczna). Obecnie naukowcy uważają, że mechanizm powstawania ziemskiego pola magnetycznego jest podobny do tego, który działa w tzw. samowzbudnym dynamo Elsassera-Bullarda. Dynamo to stanowi zmodyfikowaną wersję jednobiegunowego generatora Faradaya, zbudowanego w XIX wieku. strona 4/13 2009-08-31

Generator Faradaya złożony jest z metalowej tarczy osadzonej na osi i umieszczonej w prostopadłym do powierzchni tarczy stałym i jednorodnym polu magnetycznym (Rys. 6). Podczas obrotu tarczy, na jej elektrony swobodne działa siła Lorentza, która skierowana jest prostopadle do kierunku pola magnetycznego i wzdłuż promienia tarczy. Dzięki temu pomiędzy środkiem a brzegiem tarczy wytwarza się stałe napięcie elektryczne. Rys. 6. Schemat jednobiegunowego generatora Faradaya najprostszego silnika prądu stałego. Zauważmy, że do funkcjonowania generatora Faradaya potrzebne jest zewnętrzne pole magnetyczne i to na tyle silne, by siła Lorentza działająca na elektrony przewyższyła siły oporu materiału tarczy. Ziemia nie znajduje się jednak w silnym zewnętrznym polu magnetycznym, tylko wytwarza własne. Problem ten rozwiązuje model dynamo Elsassera-Bullarda (Rys. 7). Zamiast zewnętrznego stałego magnesu, stosuje się w nim uzwojenie umieszczone na osi obrotu tarczy. Wystarczy nawet niewielkie zewnętrzne pole magnetyczne prostopadłe do tarczy, by przez uzwojenie popłynął prąd. Wówczas zacznie być ono źródłem pola magnetycznego i nie będzie potrzebne pole magnesu stałego jak w generatorze Faradaya. Otrzymane dynamo jest samowzbudne, czyli działa na zasadzie dodatniego sprzężenia zwrotnego. Oznacza to, że nawet mała, początkowa wartość natężenia pola magnetycznego może ulec znacznemu wzmocnieniu. To niewielkie pole magnetyczne potrzebne do włączenia dynama mogłoby być polem magnetycznym Słońca. Rys. 7. Model samowzbudnego dynamo Elsassera-Bullarda. strona 5/13

We wnętrzu naszej planety rolę tarczy i zwojnicy odgrywają prądy konwekcyjne w płynnym jądrze. Konwekcja polega na ciągłym ruchu wirowym w płynnym jądrze Ziemi. Gorące niższe warstwy płynnego jądra wypływają ku warstwom wyższym, by stamtąd, po oddaniu porcji energii cieplnej do warstwy płaszcza i ostygnięciu, jako gęstsze, ponownie opaść. Tworzą się pętle prądów konwekcyjnych, które, dzięki siłom Coriolisa, wyciągane są w kierunku płaszczyzn równoleżnikowych. Właśnie te poziome pętle prądów konwekcyjnych są źródłem ziemskiego pola magnetycznego (Rys. 8). Zaznaczyć należy, że opisany tu model jest jedynie powierzchownym opisem znacznie bardziej skomplikowanego mechanizmu, którego pełny opis wymagałby użycia równań magnetohydrodynamiki, które są trudnymi do rozwiązania równaniami różniczkowymi cząstkowymi. Z grubsza jednak ten uproszczony model oddaje istotę rzeczy. a b c d e f Rys. 8. Schemat powstawania ziemskiego pola magnetycznego jako efektu działania samowzbudnego geodynamo. Mechanizm wzmocnienia pola magnetycznego: a) początkowe pole poloidalne (dipolowe), b)-c) okręcanie linii pola dookoła osi rotacji Ziemi w wyniku działania siły Coriolisa, d) powstanie zamkniętych linii tzw. pola toroidalnego, e) zaburzenia w liniach pola toroidalnego prowadzą do powstawania zamkniętych linii sił wtórnego pola poloidalnego, które po dodaniu się do siebie tworzą wzmocnione pole poloidalne, będące dipolowym polem geomagnetycznym obserwowanym na powierzchni. Opisany tu mechanizm nosi nazwę cyklu alfa-omega. Źródło: Love, J.J., 1999. Astronomy & Geophysics, 40, 6. 14 6. 19. Składowe pola magnetycznego Ziemi Wektor indukcji pola magnetycznego Ziemi B, w dowolnie wybranym punkcie jej powierzchni posiada składowe poziomą i pionową. Na biegunach magnetycznych pozioma składowa dąży do zera, a igła kompasu stara się ustawić pionowo. Kąt pomiędzy kierunkiem wskazywanym przez igłę kompasu (kierunkiem północy magnetycznej) a kierunkiem północy geograficznej nazywa się deklinacją magnetyczną D, zaś kąt pomiędzy wektorem pola magnetycznego B a kierunkiem poziomym nazywa się inklinacją magnetyczną I (Rys. 9). strona 6/13

zenit północ geograficzna północ magnetyczna wschód Rys. 9. Składowe wektora indukcji pola magnetycznego Ziemi B. Wektor ten jest w każdym punkcie styczny do linii pola magnetycznego. Jeśli wybieramy się w długą trasę, np. statkiem, przy odczycie kompasu musimy uwzględniać poprawkę związaną z lokalną wartością deklinacji magnetycznej. Wartość ta w sposób ciągły zmienia się od punktu do punktu, więc oprócz kompasu czy busoli potrzebna jest dokładna mapa pola geomagnetycznego (Rys. 10). Rys. 10. Mapa ziemskiego pola geomagnetycznego (źródło: http://www.geo-orbit.org/sizepgs/magmapsp.html). Jak widać z rysunku, pole geomagnetyczne nie jest idealnym polem dipolowym; występują w nim lokalne anomalie magnetyczne, które mogą spowodować odwrócenie igły kompasu o 180 w stosunku do kierunku linii uśrednionego pola całkowitego. Zdolność do nawigacji z wykorzystaniem naturalnego pola magnetycznego Ziemi posiadają również niektóre zwierzęta. Gołębie pocztowe oraz migrujące gatunki ptaków posiadają zdolność wykrywania gradientu natężenia pola (jego lokalnych zmian) i w ten sposób potrafią przebyć niekiedy tysiące kilometrów, docierając bezbłędnie do celu. strona 7/13

Wydawać by się mogło, że posiadając dobry kompas i dokładną mapę deklinacji magnetycznej można wyruszyć w daleką podróż bez obaw o to, czy uda się wyznaczyć dokładny kierunek wyprawy. Niestety, sprawa nie przedstawia się tak prosto, gdyż samo pole magnetyczne Ziemi podlega ciągłym zmianom. Zmiany te można podzielić na trzy rodzaje: 1) bardzo powolne zmiany (zwane wiekowymi), trwające nawet kilkaset lat, 2) regularne, krótkookresowe oscylacje, 3) nieregularne zakłócenia, związane z burzami magnetycznymi i aktywnością Słońca. Zmiany wiekowe pola związane są z powolnym przesuwaniem się bieguna Ziemi. Mogłoby to sugerować, że Ziemia w przeszłości miała odwróconą biegunowość magnetyczną. Okazuje się, że tak było, a dowody opierają się na badaniu namagnesowania skał w różnych miejscach ziemskiej litosfery. Gdy gorąca lawa zastyga wypływając na powierzchnię, wówczas zawarty w niej magnetyt (tlenek żelaza) magnetyzuje się w kierunku lokalnego pola magnetycznego. Badania atlantyckiego grzbietu oceanicznego, gdzie lawa wydobywa się ze szczeliny pomiędzy płytami tektonicznymi (które odsuwając się od siebie, równocześnie oddalają kontynent Afryki od obu Ameryk), wskazują na wielokrotne przebiegunowania ziemskiego pola magnetycznego (Rys. 11). W ciągu ostatnich 3,5 miliona lat miało miejsce co najmniej dziewięć przebiegunowań, zaś ostatnie wystąpiło mniej więcej 780 000 lat temu. Grzbiet oceaniczny Magma Pole normalne Pole odwrócone Rys. 11. Paleomagnetyczny zapis namagnetyzowania skał dna oceanicznego. Układ warstw po obu stronach grzbietu oceanicznego, gdzie przez szczelinę wypływa lawa, jest zbliżony do symetrycznego. Obszary czarne odpowiadają namagnetyzowaniu normalnemu, obszary szare odwróconemu. Na dole zapis pomiarowy z magnetometru. Źródło: http://earth.unh.edu/esci402/docs/docs.htm Krótkookresowe oscylacje o niewielkiej amplitudzie spowodowane są przez prądy elektryczne płynące w obszarach górnej atmosfery. Nieustanne bombardowanie atomów w górnej części ziemskiej atmosfery przez promieniowanie ultrafioletowe pochodzące ze Słońca powoduje ich jonizację. Atmosfera jako całość posiada dużą masę i podlega podobnie jak ziemskie oceany pływom spowodowanym przyciąganiem grawitacyjnym Księżyca i Słońca. Poruszające się razem z nią naładowane cząstki są źródłem pola strona 8/13

magnetycznego, które dodaje się do własnego pola Ziemi i w rezultacie powoduje wspomniane wahania tego pola. Zakłócenia nieregularne związane są z aktywnością słoneczną i wybuchami na powierzchni Słońca, tzw. rozbłyskami chromosferycznymi (Rys. 12). Może się zdarzyć na przykład, że w wyniku jednego z takich rozbłysków zostanie wyrzucony gigantyczny obłok plazmy (protonów i elektronów), który w ciągu 1 do 2 dni dotrze w pobliże Ziemi. Zderzając się z ziemską magnetosferą przy prędkości kilkaset km/sek, wywoła w niej falę uderzeniową, której efektem będzie nagły początek tzw. burzy magnetycznej. Następnie naładowane cząstki plazmy z obłoku słonecznego opłyną magnetosferę, tworząc prądy elektryczne. Prądy te z kolei wywołują pole magnetyczne, które oddziałuje z polem ziemskim wewnątrz magnetosfery. Naładowane cząstki (głównie protony i elektrony) tworzą promieniowanie korpuskularne. Oprócz niego, rozbłyski słoneczne produkują również promieniowanie ultrafioletowe, które w okresie rozbłysku jest szczególnie silne. Promieniowanie to dociera do Ziemi w około 8 minut od rozbłysku (są to fale elektromagnetyczne, więc poruszają się z prędkością światła w próżni), zatem każdy taki incydent daje dwa skorelowane ze sobą efekty: niemal natychmiastowy (promieniowanie ultrafioletowe) i opóźniony (protony i elektrony). Rys. 12. Rozbłysk chromosferyczny na powierzchni Słońca. Zamieszczono również Ziemię narysowaną w odpowiedniej skali. Zachowano jedynie skalę względnych rozmiarów ciał, nie ich rzeczywistej odległości. Źródło: obserwatorium kosmiczne SOHO. Magnetosfera Ziemi, wiatr słoneczny i zorze polarne Obszar wokół Ziemi, w którym na naładowane cząstki, takie jak protony czy elektrony największą siłą oddziałuje ziemskie pole magnetyczne, a nie pola Słońca czy innych planet (głównie Jowisza), nazywamy ziemską magnetosferą. Po dziennej stronie Ziemi rozciąga się ona na około 60 000 km, zaś strona 9/13

po stronie nocnej na setki tysięcy kilometrów (nawet poza orbitę Księżyca). Jej schemat przedstawia poglądowy rysunek. Biegnące od strony Słońca z dużą prędkością naładowane cząstki wiatru słonecznego (elektrony, protony i jony helu), wywierają na magnetosferę pewne ciśnienie i przyczyniają się do jej rozciągnięcia w kierunku od Słońca (Rys. 13). Rys. 13. Ziemska magnetosfera. Rysunek nie zachowuje skali; Ziemia powinna być setki razy dalej od Słońca. Przy odległości Ziemia Słońce pokazanej na rysunku Ziemia zostałaby dosłownie rozerwana na strzępy przez ogromne siły pływowe grawitacji Słońca. Źródło: http://lepmfi.gsfc.nasa.gov/mfi/images/bs.gif Magnetosfera, mimo że skutecznie chroni Ziemię przed wiatrem słonecznym, posiada tzw. obszary neutralne, czyli miejsca, gdzie współistnieją linie pola o przeciwnych zwrotach. Są trzy takie obszary: dwa nad biegunami magnetycznymi oraz jeden większy, położony na osi ogona magnetosfery. Wysokoenergetyczne, naładowane cząstki wiatru słonecznego mogą zatem wniknąć głęboko do magnetosfery w obszarach neutralnych nad biegunami, docierając aż do górnych warstw ziemskiej atmosfery (na wysokości około 100 km). Słoneczny rozbłysk chromosferyczny wystrzeliwuje w przestrzeń z dużą prędkością strumienie protonów i elektronów. Protony i elektrony zawarte w tym samym obłoku plazmowym mają tę samą prędkość, a zatem ze względu na różne masy muszą mieć różne energie kinetyczne. Energie protonów to kilka GeV (1 GeV = miliard elektronowoltów), a energie elektronów to kilkadziesiąt kev do paru MeV (1 MeV = milion elektronowoltów). Gdy wysokoenergetyczne elektrony docierają do okolic okołobiegunowych na wysokości 60 100 km w tzw. obszarze cząstek zorzowych, wywołują wzbudzenie znajdujących się w atmosferze cząsteczek O 2 i N 2 oraz atomów tlenu, który na dużych wysokościach występuje również w postaci atomowej. Wzbudzone cząsteczki i atomy, wracając do stanu podstawowego, oddają nadmiar energii w postaci kwantów światła widzialnego. Z powodu wielu sposobów, w jaki cząstki mogą wrócić do swego stanu podstawowego, można zaobserwować różne kolory zorzy (Rys. 14). Każdemu kolorowi odpowiada inna energia deekscytacji (oddania nadmiaru pochłoniętej energii) cząsteczki lub atomu. strona 10/13

Rys. 14. Różne kolory zorzy świadczą o różnych energiach wzbudzeń atomów i cząsteczek przez elektrony o energiach rzędu kilkudziesięciu kev. Źródło: http://www.pta.edu.pl/orion/zapytaj/ziemia/zorza.jpg Zamiana biegunów magnetycznych Ziemi Zamiana biegunów magnetycznych Ziemi niewątpliwie kiedyś nastąpi. Świadczą o tym zgromadzone dowody na występowanie takich zjawisk w przeszłości. Oczywiście nie stanie się to nagle, tzn. z dnia na dzień. To bardzo długotrwały z punktu widzenia życia ludzkiego proces, trwający wiele tysięcy lat. Zapis paleomagnetyczny w skałach wulkanicznych, o którym była mowa wcześniej, świadczy o tym, że przebiegunowania występujące w przeszłości były bardzo nieregularne. Najkrótsze zarejestrowane okresy pomiędzy dwoma przebiegunowaniami wahają się w granicach 20 000 lat, zaś najdłuższe trwały nawet kilkadziesiąt milionów lat. Ostatnich kilka występowało po sobie dość regularnie, bo co około 250 000 lat. Dokładne badania paleomagnetyczne wskazują na to, że każdy okres przebiegunowania poprzedzony był stopniowym osłabianiem się pola magnetycznego Ziemi, z czym mamy do czynienia obecnie. Dlatego część naukowców uważa, że żyjemy w okresie następnego przebiegunowania. Jak badać takie zjawiska? Jedną z metod wykorzystywanych przez naukowców są symulacje komputerowe. W pamięci komputera tworzony jest model wnętrza Ziemi, uwzględniający omówiony wyżej model samowzbudnego dynama i powstawania poziomych prądów konwekcyjnych w obszarze ciekłego żelaznego jądra. Jeden z wyników takiej symulacji, przeprowadzonej przez Paula H. Robertsa z University of California w Los Angeles oraz Gary ego A. Glatzmaiera z Los Alamos National Laboratory, przedstawia proces zamiany miejscami biegunów magnetycznych (Rys. 15). Na środkowym rysunku, przedstawiającym pośredni etap tego procesu, można zauważyć, że pole magnetyczne zmienia swój strona 11/13

charakter z dipolowego na multipolowy (jest więcej biegunów występujących jednocześnie, ale są one słabsze od pierwotnego pola dipolowego złożonego z dwóch biegunów). Rys. 15. Wynik symulacji komputerowej ewolucji czasowej ziemskiego pola magnetycznego. Źródło: http://www.es.ucsc.edu/~glatz/geodynamo.html Średni czas trwania zamiany biegunów naukowcy wyliczają na około 7000 lat. W okresie zamiany miejscami biegunów pole magnetyczne Ziemi osłabnie, co wiąże się również z mniejszą ochroną przed wiatrem słonecznym i wysokoenergetycznymi cząstkami promieniowania kosmicznego, pochodzącego spoza Układu Słonecznego. Jednak na drodze tych cząstek pozostanie jeszcze warstwa ziemskiej atmosfery, która skutecznie chroni Ziemię nie tylko przed cząstkami o wysokiej energii, ale także przed cząstkami pyłu kosmicznego. Przepuszczalność warstwy atmosfery jest podobna do przepuszczalności betonowego muru o grubości kilku metrów. Poza tym, nawet przy całkowitym zaniku pola magnetycznego pochodzącego z wnętrza Ziemi, pozostanie jeszcze pole magnetyczne wywołane przez siły pływowe od Słońca i Księżyca w obszarze jonosfery. Zatem Ziemia nie utraci całkowicie swej magnetycznej otoczki. Przypisy (1) Dziś zamiast kompasów stosuje się raczej GPS, czyli globalny system pozycjonowania, oparty na analizie sygnałów radiowych z satelitów. Jednak w okresach dużej aktywności Słońca i związanych z nią burz magnetycznych mogą powstawać zakłócenia w działaniu tego systemu. (2) Igła magnesu jest ferromagnetykiem, czyli posiada trwałe uporządkowanie atomowych momentów magnetycznych, nawet bez obecności zewnętrznego pola magnetycznego. Te atomowe momenty magnetyczne to wypadkowa orbitalnych momentów magnetycznych elektronów, które krążą po orbitach wokół jąder atomowych, oraz momentów magnetycznych elektronów związanych z ich spinem. Siła magnetyczna działająca na igłę magnesu jest zatem z mikroskopowego punktu widzenia siłą Lorentza. strona 12/13

Literatura 1) Encyklopedia Fizyki Współczesnej, PWN 2) http://www.es.ucsc.edu/~glatz/geodynamo.html 3) Świat Nauki, nr 5, 2005 4) http://geomag.usgs.gov/intro.php strona 13/13