Элементы земного магнетизма и единицы их измерения.
В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое опреде- ляется полным вектором напряженности Т, т.е. направлением действия и модулем. Вдоль вектора Т устанавливается подвешенная у центра тяжести магнитная стрелка. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название эле- ментов магнитного поля (рис. 3.1).
Если ось x прямоугольной системы координат направить на географический север, ось y — на восток, а ось z — вертикально вниз, то проекцию полного вектора Т на ось z называют вертикальной составляющей и обозначают Z. Проекцию полного вектора Т на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей Н. На- правление Н совпадает с магнитным меридианом и задается осью стрелки компаса или буссоли. Проекцию Н на ось Х называют северной (или южной) составляющей X, проекцию Н на ось y — восточной (или западной) составляющей Y. Угол между осью x и составляющей Н называют склонением и обозначают D. Принято считать восточное склонение положительным, западное — отрицательным. Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называют наклонением и обозначают J. При наклоне северного конца стрелки наклонение называют северным (или положительным), при наклоне 88 южного конца стрелки — южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражают следующими формулами:
H = T ⋅cos J, Z = T ⋅sin J, Z = H ⋅tgJ, T = H + Z и др. (3.1)
Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности обычно изображают в виде карт изолиний, т. е. линий, соединяющих точки с равными значениями того или иного параметра. Изолинии склонения называются изогонами, изолинии наклонения — изоклинами, изолинии Н, Z или Т — соответственно изодинамами Н, Z или Т. называют их картами эпохи такого-то года.
Единицей напряженности магнитного поля в системе СИ является ампер на метр (А/м), или– эрстед (Э). В практике магниторазведки широко применяется также внесистемная единица напряженности магнитного поля – гамма (γ). Пере- численные единицы измерения напряженности маг- нитного поля соотносятся следующим образом: 1 А/м = 4π·10-1Э, 1Э = 105 γ В реальных средах измеряемым параметром магнитного поля служит магнитная индукция В = μ0 Т(1+ χ), где μ0— абсолютная магнитная прони- цаемость вакуума (в СИ μ0 = 4π 10 -7 Гн м -1); χ — магнитная восприимчивость, χ = I / Тi; где I — индуктивная намагниченность. Единицей измерения магнитной индукции в СИ является тесла (Тл). В магниторазведке используется более мелкая единица В — нанотесла (нТл), 1 нТл = 10-9 Тл. Магниторазведочная аппаратура обычно находится в немагнитной среде — воздухе или воде, для которых χ = 0, поэтому B= μ0T. Следовательно, магнитное поле Земли может быть выражено либо в единицах магнитной индук- ции (нТл), либо в единицах напряженности, при этом 1 нТл соответствует 1 γ. В первом приближении магнитное поле Земли может быть уподоблено полю намагниченного шара или полю магнитного диполя Tдип, расположенного в области центра Земли, ось которого по отношению к оси вращения Земли составляет 11°. Места выхода продолжений оси этого диполя на поверхность Земли называют геомагнитными полюсами Земли. Область выхода южного конца оси диполя носит название северного магнитного полюса, а область выхода северного окончания оси диполя — южного. Северный магнитный полюс находится на 72° с.ш. и 96° з. д. в 1400 км от северного географического полюса Земли. Многочисленными наблюдениями значений магнитного поля Земли показано, что в среднем полный вектор напряженности Т изменяется от 0,66 105 нТл на полюсах до 0,33 105 нТл в районе экватора.
Структура геомагнитного поля. Карты распределения земного магнетизма.
Значения T на земной поверхности изменяются от 23 000 до 68 000 нТл; среднее значение T на экваторе составляет 32 000 нТл, а на полюсах 66 000 нТл. Такое распределение T соответствует магнитному моменту диполя в центре Земли с магнитным моментом M = 8,05·1022A·м2 (или 8,05·1015 Тл·м3). Значения |Z| вблизи полюсов составляют в среднем 64 000 нТл, Н в области экватора приблизительно 30 000 нТл, что соответствует формулам (7). В первом приближении магнитное поле можно аппроксимировать полем диполя, центр которого расположен в центре масс Зем- ли. Ось такого диполя пересекает поверхность Земли в точках, называемых геомагнитными полюсами. Магнитными полюсами называются точки на поверхности Земли, где наклонение I = 90°, а горизонтальная составляющая Н = 0. Из-за неоднородности аномального поля магнитные полюса представляют собой области, где указанные условия выполняются с определенной погрешностью. Наклон α оси диполя к оси вращения Земли определяется по ши- роте северного геомагнитного полюса: α = 90° – φ.
Структуру геомагнитного поля удобно изучать, используя разложение магнитного потенциала в ряд по сферическим функциям, называемый рядом Гаусса:
Распределение элементов земного магнетизма по поверхности земного шара принято изображать на специальных картах в виде кривых линий, соединяющих точки с одинаковым значением того или иного элемента. Такие линии называют изолиниями.
На картинке карта главного геомагнитного поля, а именно модуль главного поля: геомагнитная индукция Т или магнитная индукция В. Главное поле состоит из двух частей из дипольного поля и не дипольного(поле мировых аномалий). Видим недипольное поле – поле неоднородностей. Максимальное значение нормального поля 60000 нано тесла. Южный магнитный полюс располагается около австралии, северный в северной америке.
Вековые вариации
Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы изменяются во времени. Эти изме- нения получили название вариаций: δТвар, δZвар и др. По частотному составу, интенсивности и происхождению принято различать четыре вида магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури). Вековые вариации магнитного поля происходят в течение длительных периодов времени в десятки и сотни лет и приводят к значительным изменениям среднегодовых значений элементов земного магнетизма. Под изменением того или иного элемента магнитного поля (вековой ход) понимают разности значений этих элементов в разные эпохи, деленные на число лет между эпохами. Вековой ход рассчитывают по наблюдениям напряженности поля на магнитных обсерваториях и опорных пунктах. Поскольку подобных многовековых наблюдений мало, то закономерность вековых вариаций установить трудно, хотя намечается их изменение с периодом в несколько сотен лет. Степень изменения элементов земного магнитного поля различна для разных районов Земли, имеется несколько зон (фокусов), в которых они максимальны. Возникновение вековых вариаций, видимо, объясняется процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией). В меньшей степени они связаны с особенностями строения земной коры.