Земной магнетизм. Open Library - открытая библиотека учебной информации

Характеристикой магнитного поля Земли, как и всякого магнитного поля, служит его напряженность или ее составляющие. Для разложения вектора на составляющие обычно используют прямоугольную систему координат, в которой ось х ориентируют по направлению географического меридиана (при этом положительным считается направление оси х к северу), ось у – по направлению параллели (положительным считается направление оси у к востоку). Ось z таким образом направлена сверху вниз от точки наблюдения (рис. 3.8). Проекция вектора на ось х носит название северной составляющей Н х, проекция на ось у – восточной составляющей Н у и проекция на ось z – вертикальной составляющей Н z . Эти проекции, как правило, обозначают X, Y, Z, соответственно. Проекцию на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей Н. Вертикальная плоскость, в которой лежит вектор , называется плоскостью магнитного меридиана. В плоскости географического меридиана лежат, очевидно, оси х и z, поэтому угол D между плоскостями географического и магнитного меридианов называется магнитным склонением. Угол между горизонтальной плоскостью и вектором носит название магнитного наклонения J. Наклонение положительно, когда вектор направлен вниз от земной поверхности, что имеет место в северном полушарии, и отрицательно, когда направлен вверх, т. е. в южном полушарии.

Склонение D, наклонение J, горизонтальная составляющая Н, северная Х, восточная Y и вертикальная составляющая Z носят название элементов земного магнетизма. Ни один из

элементов земного магнетизма не остается постоянным во времени, а непрерывно меняет свою величину от часа к часу и от года к году. Такие изменения получили название вариаций элементов земного магнетизма.

Медленные вариации элементов земного магнетизма получили название вековых. Вековые вариации элементов связаны с источниками, лежащими внутри земного шара. Быстротечные вариации периодического характера имеют своим источником электрические токи в высоких слоях атмосферы.

Геомагнитное поле подразделяют на три основные части:

1) главное магнитное поле и его вековые вариации, имеющие внутренний источник в ядре Земли;

2) аномальное поле, обусловленное совокупностью источников в тонком верхнем слое, называемом магнитоактивной оболочкой Земли;

3) внешнее поле, связанное с внешними источниками – токовыми системами в околоземном пространстве.

Главное и аномальное поля называют постоянным геомагнитным полем. Поле внешнего происхождения называется переменным электромагнитным полем, поскольку оно является не только магнитным, но и электрическим.

Вклад главного поля составляет в среднем более 95 %, аномальное поле вносит 4 % и доля внешнего поля – менее 1 % .

Теоретическая модель в форме магнита-диполя, помещенная в центр Земли, создает на ее поверхности магнитное поле, которое сравнительно хорошо совпадает с реальным геомагнитным полем.

Однако более точно это поле воспроизводится, если такой «магнит – диполь» повернуть на угол 11.5° относительно оси вращения планеты, и еще более точно – при смещении его на 450 км в сторону Тихого океана.

Точки пересечения поверхности земного шара с осью смещенного магнита-диполя называются геомагнитными полюсами.

Координаты геомагнитных полюсов не совпадают, таким образом, с координатами географических полюсов земного шара, и соответственно геомагнитный экватор (линия на поверхности Земли, для всех точек которой наклонение дипольного поля равно нулю) – не совпадает с географическим экватором. Положение магнитных полюсов не является постоянным, а непрерывно меняется.

Вблизи магнитных полюсов вертикальная составляющая принимает максимальное значение, равное примерно 49.75 А/м, а горизонтальная составляющая в этой области равна нулю.

На магнитном экваторе величина вертикальной составляющей делается равной нулю, а горизонтальная составляющая принимает наибольшее значение (максимальное значение она принимает вблизи Зондских островов, равное примерно 31.83 А/м ).

Для того чтобы ясно представить себе картину распределения элементов земного магнетизма по поверхности земного шара, пользуются графическим методом изображения – методом построения карт изолиний, т.е. кривых, соединяющих на карте точки с одинаковыми значениями изучаемого параметра магнитного поля.

Магнитные карты строятся как для данной области, так и для целой страны и, наконец, для всего земного шара. В последнем случае они носят название мировых карт .

Рассмотрение мировых карт изолиний и карт изолиний отдельных районов приводит к заключению, что магнитное поле на поверхности Земли является суммой нескольких полей, имеющих различные причины, а именно:

– поля, создаваемого однородной намагниченностью земного шара, называемого дипольным (моделируется приведенным выше магнитом-диполем), – ;

– поля, вызываемого внутренними причинами, связанными с неоднородностью глубоких слоев земного шара, получившего название недипольного (его называют также полем мировых аномалий);

– поля, обусловленного намагниченностью верхних частей земной коры, – ;

– поля, вызываемого внешними причинами, – ;

– поля вариации , причины генерации которого связываются также с источниками, расположенными вне земного шара, т.е.

Сумма полей дипольного и недипольного

образует, как отмечалось выше, главное магнитное поле Земли.

Поле представляет собой аномальное поле, которое подразделяется на поле регионального характера, распространяющееся на большие площади, и поле местного характера, ограниченное небольшими площадями. В первом случае оно называется региональной аномалией, а во втором – локальной аномалией.

Часто сумму полей однородного намагничивания, поля мировых аномалий и внешнего поля

называют нормальным полем. Так как очень мало и практически им можно пренебречь, то нормальное поле практически совпадает с главным полем. С этой точки зрения, наблюдаемое поле, если исключить из него поле вариаций, является суммой нормального (или главного) и аномального:

Таким образом, если известно распределение нормального поля на поверхности Земли, то можно определить аномальную часть магнитного поля.

Обычно интенсивность нормального поля во много раз больше, чем интенсивность региональных и локальных аномалий. Есть, правда крайне редко, участки земной поверхности,

на которых эти аномалии по интенсивности близки к главному магнитному полю Земли. Но и среди этих участков уникален район Курской магнитной аномалии , где «возвышаются» десятки магнитных «Эверестов».

Магнитное поле Земли относится к слабым полям , и напряженность ее нормального поля (модуль напряженности) изменяется в зависимости от регионов в широких пределах. Так на полюсах, как уже было отмечено, она достигает 49.5 А/м, в районе Москвы – 39.8 А/м, в районе Комсомольска-на-Амуре – 43.8 А/м. Наибольшего значения на территории нашей страны она достигает в районе Иркутска, Якутии – 48.54 А/м, на Сахалине – 40.59 А/м.

В настоящее время большое внимание уделяют и магнитным вариациям, поскольку помимо научного значения они представляют интерес как явление, оказывающее влияние на практическую деятельность людей и на их здоровье. Так, при возникновении вариаций значительной амплитуды – магнитных бурь – нарушается радиосвязь, ухудшается работа многих технических устройств, изменяется скорость протекания физиологических процессов. Например, в июле 1959 г. в результате сильной магнитной бури была прервана радиосвязь между Европой и Америкой, наблюдались нарушения электрической сигнализации на железных дорогах многих стран, вышли из строя даже некоторые электротехнические системы (нарушалась изоляция кабелей и обмоток трансформаторов).

Установлено также, что интенсивные изменения геомагнитного поля не безразличны для животных и растений. Бесспорно теперь и влияние вариаций магнитного поля Земли на здоровье людей. Так, когда в одном из городов напряженность магнитного поля возросла на протяжении суток в три раза, смертельные исходы увеличились в 1.8 раза.

Магнитные вариации меняются в разные дни различно. Иногда изменения происходят плавно, подчиняясь определенной закономерности, иногда они имеют беспорядочный характер и тогда периоды, амплитуды и фазы вариаций непрерывно меняют свое значение. В первом случае вариации называются спокойными или невозмущенными, а во втором – возмущенными.

К числу невозмущенных вариаций относятся солнечно-суточные, лунно-суточные и годовые.

Возмущенная часть вариаций магнитного поля также состоит из целого ряда вариаций, которые, накладываясь одна на другую, в сумме дают неправильные колебания всех элементов земного магнетизма около среднего значения. Некоторые из этих вариаций имеют вполне определенный период, другие меняют свой период от одного колебания к другому. Кроме того, имеются вариации непериодического характера. Поэтому возмущенные вариации классифицируют также на периодические, непериодические и неправильные флуктуации. К числу периодических относятся возмущенные солнечно-суточные вариации с периодом солнечных суток и короткопериодические колебания, у которых период колеблется от долей секунд до десятков минут. Из непериодических известна вариация под названием апериодическая возмущенная, которая проявляется во время магнитных бурь главным образом в изменении горизонтальной составляющей. Неправильные флуктуации элементов земного магнетизма представляют основную часть магнитных возмущений.

Помимо этого существуют вариации, которые нельзя отнести ни к одному из этих трех типов. Эти вариации получили название бухтообразных.

Магнитные возмущения могут иметь локальный характер и наблюдаться только в ограниченном секторе долгот и широт или же, достигая большой интенсивности, охватывать одновременно всю Землю . В последнем случае их называют магнитными бурями или мировыми бурями .

Принято выделять магнитные бури с внезапным началом и бури с постепенным началом. В первом случае на фоне спокойного хода всех элементов внезапно происходит скачок, отмечаемый в пределах одной-двух минут на всех станциях земного шара. Особенно резко такой скачок проявляется в величине горизонтальной составляющей, которая увеличивается на десятки гамм (внесистемная единица напряженности магнитного поля, равная одной сто

тысячной эрстеда; 1g = 10 -5 Э = 0.795775×10 -3 А/м). Во втором случае возмущения возникают в виде постепенного увеличения амплитуды всех элементов.

Бури по интенсивности (по величине амплитуды) принято делить на слабые, умеренные и большие . При большой буре амплитуды, например, у горизонтальной составляющей напряженности магнитного поля могут достигать 3000g (2.39 А/м ) и более .

Под частотой магнитных бурь понимают их количество, приходящееся на тот или иной период времени (год, сезон, сутки). Частота магнитных бурь зависит от многих факторов и, прежде всего, от солнечной активности. В годы максимальной солнечной активности частота бурь наибольшая : от 23 (в 1894 г.) до 41 (в 1938 г.) бури в год, а в годы минимальной солнечной активности она опускается до нескольких бурь в год. Кроме этого частота бурь зависит от времени года. Бури чаще возникают в периоды равноденствий.

Следует отметить также одну из основных закономерностей в появлении магнитных бурь, а именно их 27-дневную повторяемость .

В последние годы была также установлена связь магнитных бурь с параметрами солнечного ветра.

К основным характеристикам магнитного поля Земли, которые называют элементами земного магнетизма, относятся: напряженность (Н т), горизонтальная (Н) и вертикальная (Z) составляющие полного вектора напряженности Н т, магнитное склонение (D) и наклонение (I). Направление полного вектора напряженности определяет направление магнитных силовых линий, т. е. линий,в каждой точке которых вектор Н т, направлен по касательной к ним. Магнитным склонением называют угол между направлением географического меридиана и вектором Н (или направлением магнитного меридиана). Если магнитная стрелка отклоняется вправо от географического меридиана, то склонение называют восточным (или положительным), если влево, то склонение будет западным (отрицательным). Наклонение – это угол между горизонтальной плоскостью и полным вектором напряженности Н т. Величина I изменяется от –90 0 (Южное полушарие) до +90 0 (Северное полушарие).Таким образом, при направлении вектора Н т к поверхности Земли наклонение считается положительным, а от Земли вверх – отрицательным.

Элементы земного магнетизма измеряют в различных точках земного шара в процессе проведения магнитных съемок на суше, в морях, океанах, атмосфере. Первая магнитная съемка в России была проведена в 1586 г. в устье р.Печоры. К 1917 г. уже насчитывалось 8000 съемок; в период 1931 – 1936 гг. была осуществлена генеральная магнитная съемка, в ходе которой проведено 12000 измерений. К 1950 г. число магнитометрических пунктов достигло 26000. Результаты измерений представляют в виде магнитных карт, которые отражают в изолиниях пространственное распределение какого-либо одного элемента (Н, Z, D, I). Первую карту построил Галлей (1700 г.) Карты строятся для регионов и земного шара в целом на определенный момент времени, в качестве такого момента выбрана середина года (1 июля) – это так называемая магнитная эпоха. Мировые карты строят Англия, Россия, США. Кроме карт составляется каталог магнитных данных.

Изолинии значений D называются изогонами. Карта изогон напоминает ход меридианов: изогоны выходят из одной области, сходятся в другой, почти противоположной. Отличие от меридианов, которые сходятся в районе полюсов, состоит в том, что в каждом полушарии имеются по две области сходимости изогон: одна – это магнитный полюс, другая – географический. Там значения D изменяются в пределах ±180 0 .

Линии равных значений I – изоклины. Карты изоклин представляют собой семейство кривых широтного направления. Нулевая изоклина (магнитный экватор) огибает земной шар вблизи экватора, удаляясь от него на 15 0 в районе Южной Америки.В районе южного магнитного полюса (Северное полушарие) I = +90 0 , в районе Северного магнитного полюса (Южное полушарие) I = -90 0 .

Линии равных значений Н и Z – изодины. Карты изодин (Z) повторяют карты изоклин: на магнитном экваторе Z = 0; на полюсах Z = Н т = 48-55 А/м. Значения горизонтальной составляющей Н т – Н изменяются от Н = 0 на полюсах до Н = 32 А/м на магнитном экваторе, где Н = Н т.

На картах изопор показывается скорость смещения какого-либо ЭЗМ. Период полного обращения МПЗ примерно 2 тыс. лет.

ЗЕМНОЙ МАГНЕТИЗМ (геомагнетизм), магнитное поле Земли и околоземного космического пространства; раздел геофизики, изучающий магнитное поле Земли и связанные с ним явления (магнетизм горных пород, теллурические токи, полярные сияния, токи в ионосфере и магнитосфере Земли).

История изучения магнитного поля Земли . О существовании магнетизма было известно с глубокой древности. Считается, что первый компас появился в Китае (дата появления спорна). В конце 15 века во время плавания Х. Колумба было установлено, что склонение магнитное различно для разных точек поверхности Земли. Это открытие положило начало развитию науки о земном магнетизме. В 1581 году английский исследователь Р. Норман высказал предположение о том, что стрелку компаса разворачивают определённым образом силы, источник которых находится под поверхностью Земли. Следующим знаменательным шагом стало появление в 1600 книги У. Гильберта «О магните, магнитных телах и о большом магните - Земле», где было дано представление о причинах земного магнетизма. В 1785 начались разработки способа измерения напряжённости магнитного поля, базирующегося на методе вращающего момента, предложенном Ш. Кулоном. В 1839 К. Гаусс теоретически обосновал метод измерения горизонтальной составляющей вектора магнитного поля планеты. В начале 20 века была определена связь между магнитным полем Земли и её строением.

В результате наблюдений было установлено, что намагниченность земного шара более или менее однородна, а магнитная ось Земли близка к её оси вращения. Несмотря на относительно большой объём экспериментальных данных и многочисленные теоретические исследования, вопрос о происхождении земного магнетизма окончательно не решён. К началу 21 века наблюдаемые свойства магнитного поля Земли стали связывать с физическим механизмом гидромагнитного динамо (смотри Магнитная гидродинамика), согласно которому первоначальное магнитное поле, проникшее в ядро Земли из межпланетного пространства, может усиливаться и ослабляться в результате движения вещества в жидком ядре планеты. Для усиления поля достаточно наличия определённой асимметрии такого движения. Процесс усиления продолжается до тех пор, пока рост потерь на нагрев среды, идущий за счёт увеличения силы токов, не уравновесит приток энергии, поступающей за счёт её гидродинамического движения. Сходный эффект наблюдается при генерации электрического тока и магнитного поля в динамо-машине с самовозбуждением.

Напряжённость магнитного поля Земли. Характеристикой любого магнитного поля служит вектор его напряженности Н - величина, не зависящая от среды и численно равная магнитной индукции в вакууме. Собственное магнитное поле Земли (геомагнитное поле) является суммой полей, созданных различными источниками. Принято считать, что на поверхности планеты магнитное поле Н Т складывается из: поля, создаваемого однородной намагниченностью земного шара (дипольное поле, Н 0); поля, связанного с неоднородностью глубоких слоёв земного шара (поле мировых аномалий, Н а); поля, обусловленного намагниченностью верхних частей земной коры (Н к); поля, вызываемого внешними причинами (Н В); поля вариаций (δН), также связанных с источниками, расположенными вне земного шара: Н Т = Н о + Н к + Н а + Н в + δН. Сумма полей Н 0 + Н к образует главное магнитное поле Земли. Его вклад в поле, наблюдаемое на поверхности планеты, составляет более 95%. Аномальное поле Н а (вклад Н а в Н т около 4%) подразделяется на поле регионального характера (региональная аномалия), распространяющееся на большие площади, и поле местного характера (локальная аномалия). Сумму полей Н 0 + Н к + Н а часто называют нормальным полем (Н н). Так как Н в мало по сравнению с Н о и Н к (около 1% от Н т), нормальное поле практически совпадает с главным магнитным полем. Реально наблюдаемое поле (за вычетом поля вариаций δН) есть сумма нормального и аномального магнитных полей: Н т = Н н + Н а. Задача разделения поля на поверхности Земли на эти две части является неопределённой, так как разделение можно провести бесконечным числом способов. Для однозначности решения данной задачи необходимы сведения об источниках каждой из составляющих магнитного поля Земли. К началу 21 века установлено, что источниками аномального магнитного поля являются намагниченные горные породы, залегающие на глубинах, малых по сравнению с радиусом Земли. Источник главного магнитного поля находится на глубине больше половины радиуса Земли. Многочисленные экспериментальные данные позволяют построить математическую модель магнитного поля Земли, основанную на формальном изучении её структуры.

Элементы земного магнетизма. Для разложения вектора Н т на составляющие обычно используют прямоугольную систему координат с началом в точке измерения поля О (рисунок). В этой системе ось Ох ориентирована по направлению географического меридиана на север, ось Оу - по направлению параллели на восток, ось Oz направлена сверху вниз к центру земного шара. Проекцию Н Т на ось Ох называют северной составляющей поля, проекцию на ось Оу - восточной составляющей, проекцию на ось Oz - вертикальной составляющей; они обозначаются соответственно через Х, Y, Z. Проекцию Н т на плоскость ху обозначают как Н и называют горизонтальной составляющей поля. Вертикальная плоскость, проходящая через вектор Н т и ось Оz, называется плоскостью меридиана магнитного, а угол между географическим и магнитным меридианами - магнитным склонением, обозначаемым через D. Если вектор Н отклонён от направления оси Ох к востоку, склонение будет положительным (восточное склонение), а если к западу - отрицательным (западное склонение). Угол между векторами Н и Н т в плоскости магнитного меридиана носит название наклонения магнитного и обозначается через I. Наклонение I положительно, когда вектор Н т направлен вниз от земной поверхности, что имеет место в Северном полушарии Земли, и отрицательно, когда Н т направлен вверх, то есть в Южном полушарии. Склонение, наклонение, горизонтальная, вертикальная, северная, восточная составляющие носят название элементов земного магнетизма, которые можно рассматривать как координаты конца вектора Н т в различных системах координат (прямоугольной, цилиндрической и сферической).

Ни один из элементов земного магнетизма не остаётся постоянным во времени: их величина меняется от часа к часу и от года к году. Такие изменения получили название вариаций элементов земного магнетизма (смотри Магнитные вариации). Изменения, происходящие в течение короткого промежутка времени (около суток), носят периодический характер; их периоды, амплитуды и фазы чрезвычайно разнообразны. Изменения среднегодовых значений элементов носят монотонный характер; их периодичность выявляется лишь при очень большой длительности наблюдений (порядка многих десятков и сотен лет). Медленные вариации магнитной индукции называются вековыми; их величина составляет около 10 -8 Тл/год. Вековые вариации элементов связаны с источниками поля, лежащими внутри земного шара, и вызываются теми же причинами, что и само магнитное поле Земли. Быстротечные вариации периодического характера обусловлены электрическими токами в околоземной среде (смотри Ионосфера, Магнитосфера) и весьма различаются по амплитуде.

Современные исследования магнитного поля Земли. К началу 21 века принято выделять следующие причины, вызывающие земной магнетизм. Источник главного магнитного поля и его вековых вариаций расположен в ядре планеты. Аномальное поле обусловлено совокупностью источников в тонком верхнем слое, называемом магнитоактивной оболочкой Земли. Внешнее поле связано с источниками в околоземном пространстве. Поле внешнего происхождения называется переменным электромагнитным полем Земли, поскольку оно является не только магнитным, но и электрическим. Главное и аномальное поля часто объединяют общим условным термином «постоянное геомагнитное поле».

Основной метод изучения геомагнитного поля - непосредственное наблюдение пространственного распределения магнитного поля и его вариаций на поверхности Земли и в околоземном пространстве. Наблюдения сводятся к измерениям элементов земного магнетизма в различных точках пространства и носят название магнитных съёмок. В зависимости от места проведения съёмок их подразделяют на наземные, морские (гидромагнитные), воздушные (аэромагнитные) и спутниковые. В зависимости от размера территории, которую охватывают съёмки, выделяют глобальные, региональные и локальные съёмки. По измеряемым элементам съёмки делятся на модульные (Т-съёмки, при которых ведётся измерение модуля вектора поля) и компонентные (измеряется только одна или несколько компонент этого вектора).

Земное магнитное поле находится под воздействием потока солнечной плазмы - солнечного ветра. В результате взаимодействия солнечного ветра с магнитным полем Земли образуется внешняя граница околоземного магнитного поля (магнитопауза), ограничивающая земную магнитосферу. Форма магнитосферы постоянно меняется под воздействием солнечного ветра, часть энергии которого проникает внутрь неё и передаётся токовым системам, существующим в околоземном пространстве. Изменения магнитного поля Земли во времени, вызванные действием этих токовых систем, называются геомагнитными вариациями и различаются как по своей длительности, так и по локализации. Существует множество различных типов временных вариаций, каждый из которых имеет свою морфологию. Под действием солнечного ветра магнитное поле Земли искажается и приобретает «шлейф» в направлении от Солнца, который простирается на сотни тысяч километров, выходя за орбиту Луны.

Дипольный магнитный момент Земли составляет около 8·10 22 А·м 2 и постоянно уменьшается. Средняя индукция геомагнитного поля на поверхности планеты около 5·10 -5 Тл. Основное магнитное поле Земли (на расстоянии менее трёх радиусов Земли от её центра) по форме близко к полю эквивалентного магнитного диполя, центр которого смещён относительно центра Земли примерно на 500 км в направлении на точку с координатами 18° северной широты и 147,8° восточной долготы. Ось этого диполя наклонена к оси вращения Земли на 11,5°. На такой же угол полюсы геомагнитные отстоят от соответствующих географических полюсов. При этом южный геомагнитный полюс находится в Северном полушарии.

Широкомасштабные наблюдения за изменениями элементов земного магнетизма ведутся в магнитных обсерваториях, образующих мировую сеть. Вариации геомагнитного поля регистрируются специальными приборами, данные измерений обрабатываются и поступают в мировые центры сбора данных. Для визуального представления картины пространственного распределения элементов земного магнетизма проводится построение карт изолиний, то есть кривых, соединяющих на карте точки с одинаковыми значениями того или иного элемента земного магнетизма (смотри карты). Кривые, соединяющие точки одинаковых магнитных склонений, называются изогонами, кривые одинаковых магнитных наклонений - изоклинами, одинаковых горизонтальных или вертикальных, северных или восточных составляющих вектора Н т - изодинамами соответствующих составляющих. Линии равных изменений поля принято называть изопорами; линии равных значений поля (на картах аномального поля) - изоаномалиями.

Результаты исследований земного магнетизма применяют для изучения Земли и околоземного пространства. Измерения интенсивности и направления намагниченности горных пород позволяют судить об изменении геомагнитного поля во времени, что служит ключевой информацией для определения их возраста и развития теории литосферных плит. Данные о геомагнитных вариациях используются при магнитной разведке полезных ископаемых. В околоземном пространстве на расстоянии тысячи и более километров от поверхности Земли её магнитное поле отклоняет космические лучи, защищая всё живое на планете от жёсткой радиации.

Лит.: Яновский Б. М. Земной магнетизм. Л., 1978; Калинин Ю. Д. Вековые геомагнитные вариации. Новосиб., 1984; Колесова В. И. Аналитические методы магнитной картографии. М., 1985; Паркинсон У. Введение в геомагнетизм. М., 1986.

Земля в целом представляют собой шаровой магнит, полюса которого лежат вблизи географических полюсов: вблизи северного географического полюса расположен южный магнитный S (~11,5º к оси вращения Земли), а вблизи южного географического-северный магнитный полюс N. Магнитные полюса дрейфуют, предположительно южный магнитный полюс на северо-запад.

Угол между географическим и магнитным меридианом называется магнитным склонением β (рис. 1) .

Вектор полной напряженности (магнитной индукции B=μ 0 H) направлен по касательной к силовым линиям магнитного поля Земли. Магнитная стрелка, подвешенная на нити, устанавливается в направление вектора полной напряженности магнитного поля Земли, который можно разложить на две составляющие: горизонтальную H г и вертикальную H в (рис. 4).

Соотношение между горизонтальной и вертикальной составляющей зависит от географического положения. Чем ближе к северу, тем стрелка устанавливается круче вниз. Поэтому для характеристики магнитного поля Земли вводится угол α – угол наклонения .

Магнитная стрелка, которая может вращаться лишь около вертикальной оси, будет отклоняться только под действием вектораН г, устанавливаясь в плоскости магнитного меридиана. Это свойство магнитной стрелки используется в компасах.

Итак, для характеристики магнитного поля Земли используются:

1. Магнитное склонение β

2. Угол наклонения α

3. Горизонтальная составляющая магнитного поля Земли H г:

Н г =Нcosα или B г =Bcosα

Методика измерений горизонтальной (H г)и вертикальной H в составляющих магнитного поля Земли.

Величины, характеризующие магнитное поле Земли можно измерить двумя методами.

1)Метод тангенс-буссоли позволяет определить горизонтальную составляющую магнитного поля H г .

Внутри катушки помещается компас. Плоскость катушки устанавливается в плоскости магнитного меридиана, т.е. вдоль магнитной стрелки компаса. Когда через катушку проходит ток в ней создается магнитное поле перпендикулярное плоскости катушки и стрелка компаса устанавливается по направлению результирующего магнитного поля.

На рис.5 изображено сечение катушки.

Рис. 5.

Напряженность магнитного поля в центре кругового тока , а в центре круговой катушки с током с учетом числа витков:

Из рис.5 следует, что , тогда:

После логарифмического дифференцирования этой формулы, получим формулу для расчета погрешности

(2)

отсюда следует, что погрешность будет минимальной, если sin 2α =1 т.е. α =45°. Значит, нужно выбирать такую силу тока в цепи, чтобы отклонение магнитной стрелки было близким к 45° и тогда

где N – число витков катушки, N =400 витков; R – средний радиус катушки, R =35 мм.

2)Метод, использующий явление электромагнитной индукции, позволяет определить горизонтальную H г и вертикальнуюH в составляющие индукции магнитного поля Земли .

Установка состоит из индуктора (рис.1) и измерительного устройства, которое высчитывает среднее значение потока ЭДС индукции возникающее в катушке при её вращение.

Магнитная индукция В г и В в определяется по формуле.

где S – площадь катушки.

Если рамка на которой закреплена катушка установлена горизонтально, то (ось вращения катушки горизонтальна) измерительное устройство измеряетпоток <E i Δt>, создаваемую вертикальной составляющей B в.

Если рамка установлена вертикально, то измерительное устройство измеряет потока <E i Δt>, создаваемую горизонтальной составляющей B г.

Т.к. в отсутствии среды магнитная индукция и напряженность магнитного поля связаны соотношением:

где - магнитная постоянная =4 10 -7 Гн/м.

Земной магнетизм - это свойство Земли (как космического тела), обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля. Из других планет доказательства существования магнитного поля имеются для Юпитера. Измерения на американском космическом аппарате «Маринер-4» показали, что дипольный магнитный момент Марса меньше 3 1O -4 магнитного момента Земли. На Венере и Луне магнитные поля отсутствуют. В 1912 г. было обнаружено магнитное поле Солнца, а в 1947 г. и других звезд.

По данным космических измерений на больших расстояниях магнитное поле Земли (магнитосфера) простирается за пределы планеты на несколько земных радиусов, причем на освещенной Солнцем стороне Земли оно значительно сжато.

На расстоянии 10 земных радиусов близ линии, соединяющей Солнце и Землю, регулярное магнитное поле Земли переходит в нерегулярное, или хаотическое, поле. Граница между регулярным и хаотическим полем называется магнитопаузой. Она, по-видимому, стабильна относительно потока солнечного ветра. Хаотическое поле представляет собой переходную область между магнитопаузой и невозмущенным межпланетным полем, расположенным на расстоянии около 14 земных радиусов (также близ линии Солнце - Земля). Напряженность магнитного поля Земли изменяется обратно пропорционально кубу расстояния.

С захватом магнитным полем Земли заряженных частиц (электронов и протонов) связано наличие двух радиационных поясов, обнаруженных с помощью счетчика Гейгера во время многочисленных зондирований, выполненных на космических кораблях и спутниках.

В связи с дипольным характером геомагнитного ноля радиационные пояса имеют вид рогов полумесяца (точнее, тороидальную форму вследствие дрейфа частиц по долготе, обусловленного неоднородностью магнитного поля). Внутренний радиационный пояс, по-видимому, стабилен во времени, внешний подвержен сильным изменениям, в частности во время магнитных бурь.

Нагляднее всего магнитное поле Земли проявляется своим действием на магнитную стрелку, которая в любой точке земной поверхности устанавливается в определенном направлении (на этом основано устройство компаса) при различных склонениях и наклонениях.

Склонение - угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана данного места. Склонение может быть восточным и западным, причем величина его меняется в разных районах. Линии, соединяющие на картах точки с одинаковым склонением, называются изогонами. Наклонение - угол наклона магнитной стрелки к горизонту. В северном полушарии вниз опущен северный конец стрелки, в южном - южный. Линии, соединяющие точки одинакового наклонения, называются изоклинами. Изоклина, на которой наклонение равно нулю, называется магнитным экватором. Магнитный экватор пересекает географический экватор на 169° в. д. и на 23° з. д. и отступает от него к югу в западном полушарии и к северу - в восточном. По направлению к северу и к югу наклонение увеличивается и достигает 90° в точках, называемых магнитными полюсами. В магнитных полюсах сходятся и все изогоны.

Магнитные полюса меняют свое положение из года в год. В их положении отмечаются также небольшие периодические суточные колебания. В 1970 г. положение Северного полюса определялось 78° 31" с. ш. и 70в01" з. д., а Южного - 78°31" ю. ш. и 109°59" в. д. Точно так же вековые, годичные и суточные колебания отмечаются и в магнитном склонении, причем вековые колебания достигают 30°. Кроме склонения и наклонения магнитное поле Земли характеризуется напряженностью, различной в разных участках и меняющейся во времени. Линии, соединяющие точки равной напряженности, называются изодинамами.

Напряженность магнитного поля увеличивается от магнитного экватора (0,4 э) (Э рстед (э) - единица измерения напряженности магнитного поля. Это - напряженность магнитного поля на расстоянии 2 см от бесконечно длинного прямолинейного проводника, по которому протекает ток силой в одну абсолютную электромагнитную единицу тока) к магнитным полюсам (0,7 э). Горизонтальная составляющая магнитного поля Земли H достигает наибольшей величины на магнитном экваторе (0,4 э) и убывает до нуля на магнитных полюсах. Вертикальная составляющая Z меняется от 0,7 э на магнитных полюсах до нуля на магнитном экваторе. Такое распределение элементов магнитного поля сближает его с полем однородно намагниченного шара, точнее, с полем магнитного диполя, расположенного в центре Земли, ось которого отклонена от оси вращения Земли на 11,5°.

Однако наблюдаемое магнитное поле Земли заметно отличается от дипольного наличием наложенных на него внешнего и недипольного полей. Внешнее поле связано с движением электрических зарядов в ионосфере и меняется в результате атмосферных приливов и солнечной деятельности (солнечных пятен). Среднеалгебраическая интенсивность его очень мала, хотя во время магнитных бурь может составлять несколько процентов от общего суммарного магнитного поля. Недипольная компонента определяется

при вычитании из наблюдаемого поля дипольной и внешней компонент. Недипольное поле состоит из неравномерно распределенных участков высокой и слабой интенсивности размером от 25 до 100°. Эти участки изменяются в размерах, и современные скорости их изменения показывают, что средний период жизни каждого из них достигает 100 лет. Недипольные элементы перемещаются по поверхности Земли к западу со скоростью 0,5° географической долготы в год.

Неустойчивое положение магнитных полюсов определяется влиянием неоднородного, быстро меняющегося недипольного поля: на магнитных полюсах недипольная горизонтальная составляющая полностью уничтожает горизонтальную составляющую дипольного поля. Точки на поверхности Земли, на которые направлен диполь, называются геомагнитными полюсами. Современные координаты северного геомагнитного полюса - 78,5° с. ш. и 69° з. д. Его положение не изменилось за период, для которого имеются измерения, тогда как положение магнитного полюса менялось относительно быстро, соответственно с изменениями недипольной составляющей.

Отклонения наблюдаемого распределения элементов земного магнетизма от среднего для данной местности называются магнитными аномалиями. По размерам аномалии делятся на региональные и местные. Региональные аномалии распространяются на огромные регионы, и действительные причины их возникновения не выяснены. Местные аномалии распространяются на области от нескольких квадратных метров до нескольких десятков тысяч квадратных километров и вызываются обычно залежами магнитных пород и руд. Крупнейшая в мире местная магнитная аномалия охватывает Курскую область и прилегающие районы.

На Курской аномалии известно несколько местных магнитных полюсов - участков, в которых магнитное наклонение равно 90°, и склонение равно нулю (стрелка компаса останавливается на любом азимуте). Значения магнитного склонения меняются от 0 до 180°, а наклонения - от 40 до 90°. Курская аномалия вызвана наличием.на некоторой глубине залежей железистых кварцитов.

Таким образом, магнитные аномалии определяются различными магнитными свойствами горных пород, в различной степени намагничивающихся в магнитном поле Земли, и, следовательно, ориентировка их намагниченности должна быть параллельна этому полю. Оказалось, однако, что горные породы часто обладают остаточной намагниченностью, которая далеко не всегда параллельна современному магнитному полю Земли и бывает сильнее современной индуцированной намагниченности.

В слабом магнитном поле Земли (0,5 э) остаточная намагниченность появляется при температуре Кюри в процессе застывания магмы и охлаждения раскаленных горных пород. Такая намагниченность называется термоостаточной. Она ориентирована параллельно силовым линиям магнитного поля Земли, существовавшего во время застывания намагниченной горной породы. Главная часть естественной остаточной намагниченности изверженных горных пород является термоостаточной намагниченностью.

При выпадении осадков ранее намагниченные ферромагнитные частицы поворачиваются в направлении магнитного поля Земли и сохраняют эту ориентировку после уплотнения осадка и превращения его в осадочную породу; т. е. и в осадочных породах остаточная намагниченность параллельна магнитному полю Земли, существовавшему во время их образования. Таким образом, направление остаточной намагниченности горных пород соответствует направлению магнитного поля Земли в момент их образования, и, зная возраст намагниченных пород, можно восстановить положение магнитного меридиана и полюсов для этого времени.

Конечно, остаточная намагниченность может образоваться и иными путями, например при ударах молний возникают сильные магнитные поля, вызывающие в горных породах изотермическую остаточную намагниченность, ориентировка которой может не совпадать с ориентировкой магнитного поля Земли. Химические изменения горных пород и минералов (например, переход гематита в магнетит) в магнитном поле Земли сопровождаются появлением остаточной намагниченности, сходной с термостатической, хотя и не столь интенсивной. Эти и некоторые другие виды намагниченности могут возникнуть значительно позднее образования горных пород, и время их появления обычно не устанавливается. Однако «намагниченности, возникающие в результате различных процессов, обладают весьма различными свойствами, которые, как правило, могут быть определены в лабораторных условиях» (А. Кокс, Р. Долл. Обзор явлений палеомагнетизма. M., 1963, с. 239).

Происхождение магнитного поля. Гипотезы, связывающие магнитное поле Земли с ее остаточной намагниченностью, встречают серьезные возражения:

1) геологические процессы в земной коре и верхней мантии протекают медленно и с ними трудно увязать большую скорость изменения недиполыюго поля и его перемещения в западном направлении со скоростями до 20 км/год;

2) для обеспечения современной интенсивности магнитного поля Земли недостаточно ферромагнитного материала, температура которого ниже точки Кюри (температура земных недр на глубине более 25 км в подавляющем большинстве случаев, вероятно, выше 750° С, и, следовательно, только внешняя оболочка планеты может обладать остаточной намагниченностью).

Поэтому в настоящее время широким признанием пользуется теория происхождения земного магнетизма, предложенная Эльзассером - Френкелем (1956 г.), согласно которой жидкое ядро во вращающейся Земле действует как самовозбуждающаяся динамо-машина. Быстрое изменение недипольного поля объясняется как результат вихревых движений жидкости у границы ядра и мантии, а перемещение его в западном направлении связывают с меньшей угловой скоростью внешней зоны ядра по сравнению с мантией. Динамометрия была успешно применена для объяснения свойств магнитных полей Солнца и некоторых звезд, была предсказана также корреляция между магнитным полем Солнца и осью его вращения. В после нее время она нашла подтверждение в отсутствии магнитного поля у медленно вращающихся планет - Венеры и Луны.

Согласно этой теории ось вращения Земли и средняя ось магнитного поля Земли должны совпадать, т. е. смещение во времени геомагнитных полюсов происходит одновременно со смещением географических полюсов - вывод чрезвычайно важный для геологии. Изучение остаточного магнетизма (палеомагнетизма) показало, что положение магнитных и близких к ним географических полюсов на протяжении геологической истории Земли менялось весьма существенно, что полностью согласуется с палеогеографическими и палеоклиматическими данными (в позднем палеозое, например, полюса находились в современной экваториальной области, где имело место мощное покровное оледенение). Мало того, определение положения полюсов одних и тех же геологических эпох, произведенное в разных точках одного материка, дает обычно хорошее совпадение. Однако данные, полученные на разных материках, систематически расходятся и расхождение увеличивается от более поздних геологических периодов к более ранним. Совмещение полюсов, определенных на разных материках, приводит к объединению этих материков в единый континентальный массив. «Так, - пишет В. Е. Хаин, - гипотеза мобилизма, совсем было уже забытая, получила неожиданное и притом весьма эффективное подтверждение» (В. Е. Хаин. «Природа», № 1, 1970, с. 7-19).

Изучение магнитных аномалий имеет большое практическое значение. Магнитометрические методы в настоящее время широко применяются в практике поисков и разведки магнитных железных руд, бокситов, полиметаллических сульфидных руд, если в них присутствуют ферромагнитные минералы, и других полезных ископаемых. Магнитометрические методы с успехом применяются также при геологической съемке для выяснения некоторых структур, подземного рельефа и др. Это наиболее дешевый и быстрый из всех геофизических методов разведки и поисков.