В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 22
Текст из файла (страница 22)
Ось диполя наклонена к оси вращения Земли на11.5∘ . Геомагнитные полюсы следует отличать от истинных магнитных полюсов, где истинное магнитное наклонение равно 90∘ . Напряженность поля намагнитном экваторе диполя обозначают буквой B0 ; тогда магнитный моментдиполя равен M = B0 ⋅ a3 .Обращаясь к табл. 1, мы видим, что дипольная составляющая геомагнитного поля преобладает. Следует специально отметить, что реальное магнитноеполе Земли создается при магнитогидродинамических течениях в земном ядре.Данная выше геометрическая интерпретация дипольной части поля не имеетпод собой каких-либо глубоких физических соображений и диктуется толькосоображениями удобства.
Наконец, отметим, что если диполь расположить нев начале координат, а в некоторой точке r0 (x0 , y0 , z0 ), то координаты r0 могутбыть определены как через дипольные (n = 1), так и через квадрупольные (n = 2)компоненты поля. Соответствующая геометрическая конфигурация называетсяэксцентрическим диполем. Центр земного магнитного диполя смещен относительно центра планеты на r0 = 0.07a. Дипольное магнитное поле не остаетсяпостоянным по абсолютной величине. В настоящее время оно уменьшается со95DIOXСеверHYМагнитныймеридианВостокBZВерт.Рис.
22. Разложение напряженности магнитного поля B на ортогональные компонентыX, Y и Z и элементы H, D и I. Составляющими могут быть абсолютная величина вектораполя (B) и два угла — магнитное склонение D и наклонение I. Вектор H называетсягоризонтальной составляющей вектора B. X называется северной, Y — восточной иZ — вертикальной составляющими B. Компонента Z считается положительной, еслинаправлен вниз. На магнитных картах изображают изолинии магнитных элементовТаблица 1mmmКоэффициенты Гаусса gmn и hn (в гаммах) и вековые вариации ġn и ḣn (в гаммах/год)в модели Международного аналитического поля (IGRF), 1965 г.n112223333gmn−30 339−2 123−1 6542 9941 5671 297−2 0361 289847m010120123hmn057580−20061300−403242−176ġmn15.38.7−24.40.3−1.60.2−10.80.7−3.8ḣmn0.0−2.30.0−11.8−16.70.04.20.7−7.7скоростью 0.05% в год.
Обычно полную напряженность магнитного поля Земли B разлагают на составляющие, которые называют магнитными элементами.Разложение магнитного поля на составляющие показано на рис. 22.4.2.Природа геомагнетизмаВопрос о причинах магнетизма у космических тел и, в частности, у Землипривлекал внимание многих ученых. В последние десятилетия ученые как будтонащупали правильные пути, позволяющие в принципе объяснить геомагнетизм,96но законченная теория все еще не создана. Создание теории геомагнетизмаявляется одной из нерешенных фундаментальных проблем геофизики.Современные теории геомагнетизма исходят из предположения, что магнитное поле Земли создается и поддерживается за счет так называемого динамо-механизма.
В грубых чертах считается, что создание магнитного поля в ядре происходит так же, как и в динамо-машине с самовозбуждением. Принцип работымашины следующий. Пусть катушка проводов вращается во внешнем магнитномполе. Тогда за счет электромагнитной индукции в катушке возникает электрический ток. Электрический ток создает магнитное поле, которое может усилитьвнешнее магнитное поле, что в свою очередь усилит ток в катушке, и т.д.Жидкое земное ядро совсем не похоже на реальную динамо-машину. Нов принципе, если в жидком проводящем ядре за счет каких-либо причин возникает тепловая или гравитационная конвекция, то возникает некоторая системагидродинамических течений. Таким образом, мы имеем некоторую систему течений проводящей жидкости.
Течение проводящей жидкости в рассматриваемойаналогии соответствует движению проводника. Если в ядре имеются какие-либозатравочные магнитные поля, то при пересечении проводящим потоком силовых линий этих полей в проводящем потоке возникнет электрический ток. Электрический ток создает магнитное поле, которое при благоприятной геометриитечений может усилить внешнее затравочное поле, а это в свою очередь усилитток и т.д.
Процесс будет продолжаться до тех пор, пока не возникнет стационарное магнитное поле и различные динамические процессы не уравновесят другдруга.Теория геомагнитного поля, основанная на изложенном выше принципе, называется теорией гидромагнитного динамо (ГД). Впервые идея ГД была предложена в 1919 г. Лармором в Англии для объяснения магнетизма Солнца. В геофизике эта идея не находила применения вплоть до середины сороковых годов, когда Я.И. Френкель в СССР и В.
Эльзассер в США высказали идею отом, что тепловая конвекция в земном ядре является именно той причиной,которая приводит в действие ГД земного ядра. С тех пор теория ГД получилаширокое развитие, и сейчас большинство специалистов полагают, что теорияГД достаточно гибка, чтобы объяснить все многообразие явлений, связанныхс геомагнетизмом.
Развитие теории ГД ведет свое начало с работы, выполненной в 1934 г. английским теоретиком Т. Каулингом, который доказал теоремуо невозможности стационарного (т.е. незатухающего) ГД, в котором движениежидкости и магнитное поле обладают осевой симметрией. Таким образом, еслибы поле гидродинамических скоростей в земном ядре v(r, θ , λ ) и магнитноеполе B(r, θ , λ ) (r, θ , λ — сферические координаты) не зависели от долготыλ , т.е.
были бы симметричны относительно оси вращения, то они не смогли97бы образовать ГД. Теория ГД является существенно трехмерной задачей, когдауравнения, которые приходится решать, являются нелинейными уравнениямив частных производных. Если перевести последнюю фразу с математическогоязыка на обычный, то это будет означать, что задача является исключительносложной.Дальнейшее развитие теории обязано работам В.
Эльзассера 40-х и 50-хгодов, Э. Булларда и X. Геллмана (1954 г.) и Е. Паркера (1955 г.). Однако ипосле этих важных работ все еще не был сделан первый необходимый шагв теории ГД, который заключается в доказательстве самой возможности самовозбуждения магнитного поля при движении однородной проводящей жидкостив шаровой области (ядре). Необходимость этого первого шага подчеркиваласьтеоремой Каулинга. В 1958 г. Г.
Бэкус в США и А. Герценберг в Англии показали,что решение задачи ГД можно получить, если задаться некоторым специальнымвидом поля гидродинамических течений так, чтобы облегчить решение задачи.Тем самым была доказана принципиальная возможность ГД. Теоретическиемодели, в которых скорость движения жидкости считается заданной, а определяется только магнитное поле, называются кинематическими моделями земногодинамо.
Только в такой постановке теория ГД пока в основном и развивается.В действительности теория ГД является связанной задачей. В ней уравнениядля магнитного поля связаны — зацеплены — с уравнениями гидродинамики идолжны решаться совместно. В результате решения задачи должно получатьсякак магнитное поле, так и поле гидродинамических скоростей. В таком полномобъеме провести построение теории не удается из-за математических трудностей.
Поэтому на практике и приходится ограничиваться рассмотрением лишькинематических моделей ГД, когда поле гидродинамических скоростей задается некоторым априорным образом. Но и в такой ограниченной постановкетеория ГД дает много для понимания геомагнетизма. В частности, она позволяет получать числовые оценки ряда физических параметров земного ядра.Первые успешные кинематические модели ГД для Земли были построены советским физиком С.И. Брагинским (1964 г.) для крупномасштабного поля скоростейv′ (r, θ , λ ) (ламинарное динамо) и физиками ГДР М.
Штеенбеком, Ф. Краузеи К. Редлером (1966 г.) для мелкомасштабного поля скоростей (турбулентноединамо). В настоящее время над проблемой ГД работают многие специалистыпо магнитной гидродинамике.Изложим более подробно общую физическую схему образования и поддержания магнитного поля в жидком проводящем ядре Земли. Будем исходить изследующих фактов. Выше мы говорили, что западный дрейф недипольной частигеомагнитного поля как бы свидетельствует о долготных течениях в наружныхслоях ядра относительно мантии со скоростями ∼ 0.1 см/с или несколько мень98шими. Следовательно, можно думать, что жидкое ядро, в отличие от мантииЗемли, не вращается как единое целое вокруг земной оси с заданной угловойскоростью Ω, а скорее находится в состоянии дифференциального вращения, когда разные слои ядра вращаются с несколькими различными скоростями.
Легкопонять, что дифференциальное вращение ядра является естественным следствием конвективных течений в ядре. Действительно, пусть ядро Земли находитсяв конвективном состоянии, когда более легкие жидкие частицы в поле силытяжести всплывают по радиусу вверх, а более тяжелые, наоборот, погружаются вниз.
Тогда из-за того, что движущиеся частицы сохраняют свой моментколичества движения относительно оси вращения Земли, те из них, которыевсплывают, будут как бы замедляться по отношению к слоям жидкости, кудаони попадают, а более тяжелые частицы, опускающиеся в сторону внутреннегоядра, будут становиться сравнительно более быстрыми.
В результате наружныеслои ядра испытывают замедление, которое мы наблюдаем как западный дрейф,а внутренние слои ядра испытывают ускорение — восточный дрейф, который,однако, мы не наблюдаем из-за экранирующего эффекта внешних проводящихслоев ядра. Так возникает дифференциальное вращение земного ядра. Можносказать еще и так: во вращающейся системе координат, жестко скрепленной сЗемлей, на радиальный поток вещества в ядре Земли будет действовать силаКориолиса, перпендикулярная как к скорости потока, так и к вектору угловойскорости вращения Земли; следовательно, она отклоняет поток в азимутальномнаправлении на запад и на восток.Поле осевого диполя, наблюдаемое на поверхности Земли, B ∼ 0.5 Гс.
Экстраполируя это поле к условиям земного ядра, получим значения B ∼ 3 Гс.Поля, выходящие из ядра на поверхность Земли, называются полоидальнымиили меридиональными, так как их силовые линии расположены в меридиональных плоскостях. Они обозначаются B p . Именно эти поля мы и наблюдаем наповерхности Земли и в околоземном пространстве. Наличие в ядре дифференциального вращения существенно преобразует полоидальное поле, превращаяего в тороидальное поле Bλ , т.е. в поле, силовые линии которого вытянутыв долготном направлении и образуют долготные круги и спирали.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
