Природа земного магнетизма

Лабораторная работа №1

 

ИССЛЕДОВАНИЕ И АНАЛИЗ ХАРАКТЕРА РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ПАРАМЕТРОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ ВНУТРИЗЕМНЫХ ИСТОЧНИКОВ

Цель работы: исследовать характер распределения параметров геомагнитного поля внутриземных источников (главного поля) по поверхности Земли и в околоземном пространстве. Выявить, проанализировать и объяснить характерные закономерности.

Краткие теоретические сведения

Природа земного магнетизма

Современная геотектоника полагает, что внутреннее ядро Земли жидкое, преимущественно металлическое и составляет ~1,7%
от общей массы Земли, a химические элементы, такие как Fe и Ni, являются одними из его основных компонент и, вероятно, составляют массовую долю внутреннего ядра планеты ~90 % и ~10 % соответственно.

Примерный химический состав внешнего ядра Земли, составляющего ~30 % массы всей планеты, представлен в табл. 1.

 

Таблица 1

Предполагаемый химический состав внешнего ядра Земли

Вещество	Fe	Si	Ni	S	Cr	Co	P	Mn
Массовая доля, %	85,5	6,0	5,2	1,9	9,0	2,5	2,0	0,3

 

Непрерывное вращение Земли в целом и ее ядра в частности обуславливают наличие в нем постоянных течений и вследствие динамо-эффекта соответствующих им электрических токов, обеспечивающих, согласно законам магнитной гидродинамики, наличие ГМП.

В случае единственности Земли в космическом пространстве, силовые линии магнитного поля планеты располагаются в виде симметричных дуг, протянувшихся от северного магнитного полюса к южному (рис. 1). В такой модели значение напряженности магнитного поля связано обратно пропорциональной зависимостью с расстоянием от земного ядра до точки наблюдения [1].

В действительности магнитное поле Земли находится в непрерывном взаимодействии с магнитными полями, генерируемыми Солнцем, планетами Солнечной системы и прочими небесными телами. В результате имеет место значительная деформация ГМП, вносящая кардинальные поправки в законы существования и характер распространения идеализированного ГМП.

 

 

Рис. 1. Идеализированная картина магнитного поля Земли

Кроме этого, всегда существует определенная вероятность инверсии ГМП (смены знака осесимметричного диполя). В реальных условиях время, в течение которого происходит изменение знака полярности ГМП, составляет от тысячи до миллиона лет. Так, текущая магнитная эпоха условно названа эпохой прямой полярности [2].

Таким образом, очевидно, что в силу сложной и неоднородной структуры ГМП, его силовые линии распределены по поверхности Земли крайне неравномерно. Так, на основании результатов наблюдений, проводимых в данной области, установлено, что индукция ГМП на границе магнитосферы соответствует ~ 10.03 мТл, у поверхности Земли на экваторе – 20–30 мкТл, а у полюсов –
60–70 мкТл.

При этом полный вектор индукции ГМП, наблюдаемый в любой точке географического пространства, заданной пространственно-временными координатами (широта, долгота, высота над уровнем моря и год), всегда можно определить, как сумму трех составляющих:

 

где B ₁ – вектор индукции ГМП внутриземных источников;
B ₂ – регулярная составляющая вектора индукции ГМП магнитосферных токов, вычисляемая в солнечно-магнитосферной системе координат; B ₃ – составляющая вектора индукции ГМП, имеющая техногенную (антропогенную) природу происхождения.

Магнитное поле внутриземных источников состоит из поля электрических токов в земном ядре (главное поле), составляющего ~98% всего поля и поля земного магнетизма горных пород, составляющего ~2% всего поля. При этом поле земной коры убывает с высотой значительно быстрее, чем главное поле, и, начиная с высоты ~100 км, им практически пренебрегают [3–4].

Именно магнитное поле внутриземных источников B ₁ обычно принимают в качестве нормального (невозмущенного) состояния ГМП. Во многих случаях следует отдельно учитывать компоненту, наводимую магнитными свойствами горных пород, относя ее, таким образом, к геомагнитным вариациям:

 

где B ₀ – значение индукции невозмущенного ГМП в точке, заданной пространственно-временными координатами; Δ B ’ ₁ – компонента ГМП внутриземных источников, отражающая магнитные свойства горных пород.