В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 12
Текст из файла (страница 12)
В связи с тем, что склонение В есть угол между направлениями на географический и магнитный север, для его измерения необходимо определять направление на географический север с помощью астрономических наблюдений, обычно по положению Солнца или полярных звезд. Магнитное склонение считается положительным при отсчете угла В на восток и отрицательным при отсчете на запад. На магнитных картах элементы геомагнитпого поля представляются в виде линий равных значений (изолиний). Изолинии склонения О называются изогонами, изолипии наклонения / - изоклинами, изолинии Х, У., 7 и Н изодинамами соответствующих элементов. Величины Я,,7 положительны в северном полушарии. Индукция В геомагнитного поля имеет различные величину и направление в разных точках земной поверхности. Минимальные значения В наблюдаются на геомагнитном экваторе, который определяется условием l = О.
Максимального значения .В достигает на магнитных полюсах, на которых,l = —. Магнитные 2 полюсы и магнитный экватор не совпадают с географическими полюсами и географическим экватором соответственно. Средняя геомагнитная индукция в системе единиц СИ составляет около 50000 нТл, на магнитном экваторе  — 35000 нТл, на магнитных полюсах  — 65000 нТл.
Геомагнитное поле принято также характеризовать его напряженностью. Наблюдения элементов геомагнитного поля, производящиеся в различых точках земной поверхности, показывают, что они не остаются постоянными во времени, а непрерывно изменяют свои значения. Эти изменения называются вариациями элементов геомагнитного поля. Периоды вариаций изменяются от долей секунды до нескольких месяцев. Кроме того существуют вариации и среднегодовых значений элементов. Поэтому вариации в зависимости от их периода можно разделить на два принципиально различных типа: быстротечные периодического характера и медленные вариации среднегодовых значений элементов геомагнитпого поля.
Последние называются вековыми ввиду большой длительности их периодов. Исследования обоих типов вариаций показали, что опи различаются не только по величинам их периодов, но и по происхождению. Источники быстротечных вариаций находятся в верхних сяоях атмосферы — это токовые системы и системы взаимодействия корпускулярного излучения Солнца (солнечного ветра) с силовыми линиями геомагнитного поля в околоземном просгранстве.
Источники вековых вариаций расположены в ядре Земли, там же, где генерируется основное, или главное, геомагнитное поле. Помимо главного геомагпитного поля и его вековых вариаций, а также поля быстротечных вариаций (электромагнитного гл. ~. Громагнртизм поля) существует еще поле, создаваемое намагниченными горными породами, расположенными в земной коре. Это поле называется аномальным геомагнитным полем. Таким образом, наблюдаемое на поверхности Земли геомагнитное поле является суммой трех полей, источники которых имеют различные физические механизмы происхождения и различное месторасположение. 1. Главное геомагнитное поле и его вековые вариации (источники расположены в ядре Земли).
2. Аномальное геомагнитное поле (источники расположены в земной коре). 3. Электромагнитное поле (внешнее поле, источники расположены в околоземном пространстве). Вклад главного поля в поле, наблюдаемое на поверхности Земли, составляет более 95%, аномальное поле вносит около 4% и внешнее поле менее 1,4. Исследования геомагнитного поля Исследования геомагнитного поля начинаются с непосредственных наблюдений пространственного распределения поля и его временных изменений (вариаций) на поверхности Земли, в атмосфере и в околоземном пространстве. Наблюдения заключаются в измерениях элементов или модуля геомагнитного поля в различных точках и носят название магнитных съемок.
Съемки подразделяются на наземные, морские (гидромагнитные), воздушные (аэромагнитные) и спутниковые. Они различаются методикой проведения и требуют специальной аппаратуры. Геомагнитное поле имеет очень сложное распределение по поверхности Земли, однако проблема установления закономерностей этого распределения значительно усложняется тем, что поле изменяется с течением времени и эти изменения (вековые вариации) имеют различный характер в разных точках земного шара. Добавим для полноты картины еще и то, что скорость ЬВ изменения поля (1 берется в годах), называемая вековым ходом, также не остается постоянной во времени. Таким образом, магнитные съемки поверхности Земли и отдельных регионов должны проводиться практически непрерывно, по крайней мере до тех пор, пока не будут установлены аналитические зависимости вековых вариаций от времени для разных точек земной поверхности.
Последняя задача, имеющая 3 В и. трххин и рр. фундаментальное значение для земного магнетизма, еще очень далека от своего решения. Полученные в результате магнитных сьемок данные о распределении поля представляются в виде магнитных карт и каталогов. При построении магнитных карт, как уже отмечалось, применяется метод изолиний, т. е. кривых. соединяющих на карте точки с одинаковыми значениями соответствующего элемента или модуля геомагнитного поля. В связи с временными изменениями поля составление магнитных карт приурочивается к середине какого-либо года (к 00 ч. 00 мин.
1 июля) -- и этот момент называется эпохой. Например, карта, составленная для 00 ч. 00 мип. 1 июля 1970 г., называется магнитной картой для эпохи 1970 года. Магнитные карты строятся для ограниченной территории, региона, целой страны и всего земного шара. В последнем случае они называются мировыми картами. Чем меньше масштаб карт, тем менее точно передаются на картах особенности действительного распределения магнитного поля. Мировые карты следует рассматривать как картины некоторого среднего распределения элементов геомагнитного поля (рис.
4.2 -4.4). После того, как установлено (в каком-то приближении, разумеется) распределение геомагнитного поля, следующей задачей исследования является установление аналитической зависимости элементов поля от координат точек земной поверхности. Это может быть сделано при известных механизмах генерации поля или закономерностях его распределения. Поле магнитного диполя Первым принципиальные соображения о происхождении геомагнитного поля высказал в 1600 г. У. Гильберт в книге «О магните, магнитных телах и о большом магните Земле». Он предположил, что геомагнитнос поле возникает вследствие того, что земной шар намагничен. Ранее считалось, что магнитная стрелка компаса притягивается Полярной звездой. Гильберт экспериментально исследовал строение силовых линий у однородно намагниченного железного шара.
В первом приближении оно соответствовало распределению силовых линий геомагнитного поля. Только после работ У. Гильберта ученые стали искать причины происхождения магнитного поля в особенностях строения земного шара. Первую попытку аналитического представления зависимости геомагнитного поля от географических координат предпринял профессор Казанского университета И.
М. Симонов в 1835 г. Он Гл. ~. $еомиенетиизм а К з и О О 3 Ф 6 сб х ж о а р 68 ( / / / 1 ,! ! 11! $ /Г 111 $$! l 1 / / / / ! 1 1 111 1 1 1! 1 1 ' 1111 ,' 1 1 1 1,1 1! 1 ,1 1 11$'1 1 1'$ \ 11'1 1 1,111, 1 1 1!$ о 1 $ 1 1 1 1 с / / / / / / / / '// / / / / / / ! / / 1 1 ! с ! / с ! 1 ! 1 1 1 1 ! 1 ! ! ! 1 / ! ! л..(. ! оома гнет изм 1 В В $ ъ К о /е е $$.
/е ы (Е $$ (а й, $$. У'>!. 4. Геомююгююгю>$$>зм х М с о х х х х х х Б с Г.) 1 / ю! 11 ю!1!1 $1! ю 1$!!!! ю!1 !1 11, 1 1$1 ъ ЪЪЪ Ъ ЪЪ Ъ Ъ $1 1! 1$ 11 $1 ю г ю!1 1 Ъ \ Ъ >ъг Ф 2 6 с оъ 1 1 1 1 Ъ Ъ ю 1 ю 1 1 > ! ю » > » > > ю/> '/, юю Ю>111>1> юмю/ю» юю>ю >ю ю > юю>ю >ю > м 'Р> юю ю ю ю !1! ! ! 1$! 1 1 1 ! ю !11 ' ! 1 ю!1! Ъ ю 1 !ю! 1 ! $11 ! 111$ 1 1 Ъ '1$! Ъ Ъ Ъ',Ъ, 11$ Ъ $$ 1 с 1 1 \ 1 1 юю юю ю ю,' > ю ю ю ю,','> $1> юю 1$>ю! > $ ! 4 1'1!'1.1 1>юююю !Ю 1$1..1, ! »ю ю ю» » » > 1>ююю> $!1>ю»ю юююю!! ю 1'1!/>ю ю ю юююю юююю ю>ю ю /ю /> ююю >ю »г ! ! » > > > > > >ЪЪ О л - о с х х х о х х $$ г" с 2Ю хю О Ю ,„Ю 1' Н ~х /, о., о „ х. х .
хю $' хю Ю С'$ Л х х $$ -х х о. 1. Ю Ю ИЮ . Ю 'х -Н о о // с. х хх о $~ о хю х Ю х Р .О х х а х л х х х х с П > $ЪЪ 1' х Х :ха хсх а Й :!: !!с 4. ! еомагиетизм 70 использовал идею У. Гильберта о намагниченном шаре. Однородно намагниченный шар создает вокруг себя распределение магнитного поля, аналогичное полю магнитного диполя. Магнитным диполем по аналогии с электрическим называется система двух очень близко расположенных фиктивных магнитных зарядов. В связи с тем, что вековые изменения поля происходят сравнительно медленно (периоды вековых вариаций составляют сотни и тысячи лет), в первом приближении геомагнитное поле можно считать стационарным и для его описания использовать соответствующие уравнения Максвелла: го1Н =О, !1!гВ = О, Н = ро (Н+ 1)~ (4.2) где Н - напряженность, .В индукция магнитного поля, Х вЂ” намагниченность (магнитный момент единицы объема вещества), де = 4я 107 Гн и !.
Согласно первому уравнению, учитывая, что ге ига!1 = О, можно +!и следующим образом выразить Н: Н = — йгад Г7., (4.3) ц)(л,р, ) Рис. 4.5. Схема магнитного диноля: +т и — ш фиктивные магнитные заряды, 1 - - расстояние между ни- ми 17(~) = т '( — — —,у!. /1 г г' (4.4) Разложим зто выражение в ряд Тейлора по г' и ограничимся г г °, у * °, ° ~ « ° = 7итГо'~Р: — = —, + 1я — — + 1н — — + 1, —, — + .... (4.5) (рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
