Магнітне поле Землі і його параметри

Магнітне поле Землі у першому наближенні можна уподібнити полю одноріднонамагніченої кулі. Уже в 1600 році В.Гільберт показав, що магнітне поле Землі схоже з полем магнітного диполя, вісь якого, за сучасними даними, нахилена до осі обертання Землі на 11,5°. Магнітна вісь Землі здійснює прецесію навколо осі обертання Землі, збігаючись з останньою лише в середньому за значний проміжок часу. У відповідності з міжнародним геомагнітним полем 2000 р. ексцентричний диполь приблизно розташований на віддалі 490 км від центру Землі, а координати північного та південного геомагнітних полюсів знаходяться в Антарктиді (65,5° пдн.ш. і 140,3° сх.д.) та Канадському Архіпелазі (75,7° пн.ш. і 101,5° зах.д.).

Рисунок 2.1 Магнітосфера Землі

В даний час за допомогою супутників і ракет проведені фундаментальні дослідження магнітного поля Землі і космічного простору. Зокрема, установлені границі прояву та інтенсивності магнітного поля та Землі-магнітосфери. Границя магнітосфери з боку, зверненої до Сонця, має форму півсфери (рис. 2.1). Силові лінії усередині півсфери близькі за формою до силових ліній однорідно намагніченої кулі. З протилежної (нічної) сторони структура магнітосфери різко відрізняється. Ізолінії поля витягнуті, магнітосфера простягається на відстань до 1000 земних радіусів. Ця частина магнітосфери називається хвостом чи геомагнітним шлейфом. За допомогою супутників виявлені також зони з підвищеною космічною радіацією, які є своєрідними магнітними пастками, потрапляючи в які електрони і протони роблять складні спіралеподібні рухи уздовж силових ліній земного магнітного поля. Ці зони підвищеної космічної радіації служать своєрідним мостом між магнітними полюсами Землі, по яких практично миттєво поширюються будь-які електромагнітні збурення. Існуванням цих зон пояснюють наявність полярних сяйв у високих широтах.

Магнітне поле Землі намагнічує гірські породи, впливає на стан іоносфери, через яку здійснюється радіозв'язок, і разом з атмосферою охороняє все живе на Землі від згубного космічного й сонячного випромінювання.

На теперішній час єдиною визнаною гіпотезою походження магнітного поля Землі визнається гіпотеза гідромагнітного динамо. Утворення магнітного поля Землі пояснюється дією електричних струмів в рідкому сильнопровідному ядрі Землі, які генеруються певним динамо-механізмом. За сейсмічними даними зовнішнє ядро складається з розплавленої речовини. За високих температури й тиску ядро утримує багато вільних електронів і характеризується великою електропровідністю. Допускається, що в процесі утворення Земля зазнала впливу якогось магнітного поля. При обертанні Землі в цьому полі в електропровідному шарі виникали електричні струми, що у свою чергу породжували вторинне магнітне поле більшої інтенсивності, ніж первинне.

Збільшення ж магнітного поля Землі приводило до посилення вихрових електричних струмів у ядрі, а останні - до збільшення магнітного поля і т.д. Процес подібний генерації магнітного поля, відбувається до настання рівноваги між розсіюванням енергії внаслідок в'язкості ядра, його електричним опором і енергією вихрових струмів.

Причиною первинних електричних струмів можуть бути, крім зовнішнього магнітного поля, також різниця температур центра ядра і його периферії чи індукція при вихровому русі металевих мас у магнітному полі, як це відбувається в динамомашині. Первинне магнітне поле могло бути обумовлене гіроскопічним ефектом. Його суть полягає в тому, що атоми речовини Землі мають одночасно магнітний і механічний моменти. Беручи участь у добовому обертанні Землі, вони набувають певної узгодженості і орієнтуються щодо осі обертання, що і могло привести до появи ініційованого магнітного поля.

У магнітному полі Землі, що спостерігається, можна виділити стаціонарне геомагнітне поле і магнітні варіації. При вивченні земного магнітного поля і його параметрів в першу чергу мають на увазі його стаціонарну частину чи постійне поле. У магніторозвідці основними характеристиками магнітного поля Землі є його індукція B (в геомагнетизмі прийнято позначати символом Т) та напруженість (Н). У вакуумі ці величини зв’язані відношенням Т=m₀Н, де m₀ — магнітна постійна. Для ізотропного середовища індукція Т зв’язана з напруженістю Н рівністю Т=mm₀Н, де m —відносна магнітна проникність (безрозмірний скалярний коефіцієнт). Одиницею вимірювання магнітної індукції в системі СІ є тесла (Тл), але на практиці використовується нанотесла (1 нТл =10^-9 Тл). Тесла — це індукція такого поля, у якому на кожен метр провідника зі струмом в один ампер, розташований перпендикулярно напрямку вектора індукції, діє сила в розмірі одного ньютона. У системі СГС (СГСМ) одиницею вимірювання напруженості магнітного поля є ерстед (Е). У зв'язку з низькими значеннями напруженості магнітного поля Землі використовувалася більш дрібна одиниця - гама (1 гама=1×10^-5 Е). Згідно з розмірностями вимірювань магнітного поля в системах СІ і СГС індукція поля в 1 нТл відповідає напруженості магнітного поля в 1 гаму.

Індукція магнітного поля в кожній точці поверхні Землі - векторна величина (Т). Згідно з розрахунками та безпосередніми замірами величина поля на її полюсах приблизно в два рази більша, ніж на екваторі (Т=0,66-10^-4 Тл проти Т=0,33*10^-4 Тл). Напрямок повного вектора Т на полюсах вертикальний, а на екваторі — горизонтальний. Уздовж вектора Т встановлюється, вільно підвішена в центрі ваги, магнітна стрілка. Проекції цього вектора на горизонтальну і вертикальну площини, а також кути вектора стосовно координатних осей називають елементами магнітного поля (рис.2.2).

Рисунок 2.2 – Елементи магнітного поля

Якщо вісь X прямокутної системи координат спрямувати на географічну північ, вісь Y - на схід, вісь Z - вертикально вниз, то проекція повного вектора Т на вісь Z називається вертикальною складовою і позначається Z. Проекція повного вектора Т на горизонтальну площину називається горизонтальною складовою Н. Напрямок Н збігається з магнітним меридіаном, проекція Н на вісь X називається північною (чи південною) складовою , на вісь Y— східною (чи західною) складовою. Кут між віссю X і Н складової називається схиленням D. Прийнято східне схилення вважати позитивним, західне — негативним. Кут між вектором Т і горизонтальною площиною називається нахиленням J. При нахилі північного кінця магнітної стрілки вниз нахилення називається північним (чи позитивним), південного — південним (чи негативним). Взаємозв'язок елементів магнітного поля виражається за допомогою формул:

H=T cosJ; Z=T sinJ; Z=HtgJ; T² = Z² + H².

Завдяки цьому взаємозв'язку в магніторозвідці звичайно і виміряють лише декілька елементів магнітного поля Землі (Z, Т, H, D); інші можуть бути знайдені за формулами.

Розподіл значень повного вектору індукції магнітного поля Землі і його елементів на земній поверхні, як правило, зображується у вигляді карт ізоліній, карт рівних значень того чи іншого параметра. Ізолінії схилень називаються ізогонами, нахилень — ізоклінами, ізолінії T, Н чи Z — ізодинамами.

Магнітне поле Землі залежить від географічних координат, місцевих геологічних умов і магнітних варіацій.

В 1835 році І. Симоновим було показано, що магнітне поле Землі відповідає полю одноріднонамагніченої кулі (Т_о). Оскільки поле одноріднонамагніченої кулі ідентичне полю диполя, розташованого в її центрі, то магнітне поле Землі в першому наближенні часто називають дипольним полем. За даними генеральної магнітної зйомки і супутникових вимірів установлено, що на загальному фоні дипольного поля виділяються недипольні аномалії, співставні за площею з площею материків. Ці крупні магнітні аномалії, з розмірами в тисячі кілометрів та інтенсивністю в тисячі нанотеслів, названі материковими — T_м. На поверхні Землі їх декілька. Одна з них — Східно-Азіатська — розташовується на Сибірській платформі на території колишнього Радянського Союзу. Найбільш яскраво материкові аномалії виділяються на картах ізоклін, а також ізодинам горизонтальної складової магнітного поля Землі. Розміри материкових аномалій дозволяють припустити, що природа однорідної намагніченості Землі і материкових аномалій спільна і має глибинне джерело.

Сума полів дипольного та недипольного, тобто Т₀+Т_м=Т_Г утворює головне магнітне поле Землі. Часто вказану суму полів називають нормальним магнітним полем Землі. Один раз на п'ять років складаються карти нормального поля Землі. Вони відносяться до середини року, кратного п'яти (так званої магнітної епохи). Для розрахунку вертикальної й горизонтальної складових індукції однорідно намагніченої земної кулі диференціюють вирази для магнітного потенціалу сфери U, відповідно по осі Z і X (приймають вісь Z співпадаючою з радіусом R):

де R - радіус Землі; М - магнітний момент Землі, рівний 8×10²²Л-М²; Q- кут між віссю, що з'єднує магнітні полюси Землі, і радіусом-вектором, проведеним з центра Землі в дану точку (кут =90 - Q називають геомагнітною широтою). Повна напруженість геомагнітного поля складає

У відповідності з цим значення Т₀ досягає максимуму на магнітних полюсах (Q=0°) і мінімуму на екваторі (Q=90°), змінюючись від 0,65-10^-4 до 0,33-10^-4 Тл (R прийнято рівним 6371 км), причому вертикальна складова змінюється від Z=0,65-10^-4 Тл на полюсах до Z=0 Тл на екваторі, а горизонтальна від H=0 Тл на полюсах до H=0,33-10^-4 Тл — на екваторі.

На теперішній час створено математичну модель магнітного поля Землі шляхом представлення його рядом Гауса з певною кількістю гармонік. Для аналітичного представлення нормального магнітного поля Землі на 2000 – 2005 рр. взято довжину ряду з 10 гармонік n=m=10. На рисунку 2.3 зображено Т-компоненту нормального магнітного поля Землі Т-IGRF.

Рисунок 2.3 – Т-компонента нормального магнітного поля Землі

Раніше побудова карт нормального магнітного поля виконувались шляхом осереднення виміряних значень геомагнітного поля на великих територіях (не менше трапецій, обмежених 1° по довготі і 2° по широті). Для практичної магніторозвідки важливе знання швидкості зміни елементів земного магнетизму по вертикалі й горизонталі. Ці величини називаються нормальними вертикальними й горизонтальними градієнтами. Згідно з розрахунками та замірами для північної Євразії вертикальний градієнт поля Z і Т змінюється від 20 до 30 нТл/км, а горизонтальний градієнт – від 2 до 7 нТл/км.

Чисельні характеристики елементів земного магнетизму і координати магнітних полюсів безперервно змінюються. У цих змінах велику роль грають варіації геомагнітного поля. Вони можуть істотно впливати на результати магнітних зйомок. Дійсно, при зйомці якої-небудь ділянки неможливо зняти всі його точки одночасно, у зв'язку з чим необхідно виключити вплив варіацій. Розрізняють чотири види магнітних варіацій: вікові, річні, добові і магнітні збурення. Якщо взяти середнє значення якого-небудь елемента земного магнетизму в одній точці за рік, то від року до року воно буде змінюватись. Ця зміна зветься “віковий хід”. Він зазвичай невеликий і за даними обсерваторій складає на території України 20-27 нТл/рік. Однак, діючи безперервно на протязі тривалого часу віковий хід призводить до суттєвих змін геомагнітного поля, зокрема для території України за останні 50 модуль Т збільшився приблизно на 1200 нТл.

Віковий хід непостійний, змінюється як у часі, так і в просторі. На противагу Євразії, де спостерігається збільшення модуля Т, в центральній та південній Атлантиці, а також поблизу Антарктиди спостережено різке зменшення величини Т, часом до 120 нТл/рік.

Для магнітного поля Землі, крім цього, характерний так званий західний дрейф. Це систематичний зсув зі сходу на захід світових аномалій і зон екстремальних значень вікового ходу. Магнітологи вважають, що причиною західного дрейфу може бути більша швидкість обертання ядра в порівнянні з літосферою та мантією. Внаслідок цього відбувається немов би відставання поверхні Землі від створеного ядром її головного магнітного поля.

Якщо розглядати середні місячні значення елементів магнітного поля, то можна побачити, що і вони змінюються, причому так, що через рік приймають майже минулорічні значення. Різницю вносить тільки віковий хід. Ця періодична зміна зветься “річним ходом”, або річними варіаціями. Крім цього існують також добові варіації, які в пунктах, розташованих на одній геомагнітній широті, практично однакові за інтенсивністю. Інтенсивність добових варіацій залежить від тривалості сонячного освітлення на ділянці, що досліджується. На широті території України добові варіації змінюються в межах 10-25 нТл. Зумовлені дані варіації двома вихорами струмів — північним і південним. Ці струми виникають завдяки руху заряджених часток іоносфери в магнітному полі планети.

Магнітними збуреннями називають неперіодичні зміни елементів земного магнітного поля, що продовжуються від декількох годин до декількох днів. Великі, за інтенсивністю, збурення називають магнітними бурями. Магнітні збурення виникають, головним чином, у високих широтах, а магнітні бурі інколи охоплюють значні площі земної кулі. Магнітні бурі — найінтенсивніші варіації земного магнетизму. Під час сильних магнітних бурь магнітне схилення може змінюватися на 5°, а складові напруженості — до 1500 нТл. В різних широтах часто спостерігаються також високочастотні квазіперіодичні варіації (пульсації) з амплітудою в перші нанотесли. Переважно їхній період складає 10¸45 с.

Причиною вікового ходу є деякі фізичні чи геологічні процеси, що відбуваються всередині Землі. Однак природа їх ще не досить ясна. Причиною річних і добових змін магнітного поля є обертання Землі навколо Сонця і навколо своєї осі, а причиною магнітних збурень — зміна інтенсивності сонячного випромінювання (сонячного вітру) та магнітного поля Сонця.

Отже, магнітне поле Землі можна охарактеризувати як змінне неоднорідне векторне поле. Це складне явище природи, але на теперішній час у першому наближенні існують гіпотези та концепції щодо природи його окремих складових.

Для вивчення змін геомагнітного поля в часі створена міжнародна мережа магнітних обсерваторій — INTERMAGNET. У світі налічується більше 130 обсерваторій. На території України працюють три магнітні обсерваторії: “Київ”, “Одеса” та “Львів”. Магнітна обсерваторія “Київ”, яка розташована поблизу м. Димера з 2004 року входить до мережі INTERMAGNET. В обсерваторіях виконуються високоточні безперервні спостереження всіх компонент магнітного поля Землі. При проведенні високоточних магніторозвідувальних робіт для врахування варіацій магнітного поля проводяться їх записи на спеціально виставлених поблизу місця робіт магнітоваріаційних станціях.

Внаслідок змін магнітного поля в часі магнітні зйомки великих територій і дрібного масштабу прийнято приводити до середини року зйомки, а з врахуванням вікового ходу – до певної епохи. Більшість карт на території СНД та України приведені до епохи 1965 року. На теперішній час міжнародною асоціацією по геомагнетизму та аерономії (IAGA) створено міжнародне нормальне магнітне поле Землі (IGRF) для періоду 1945 – 2005 рр., до рівня якого можна приводити всі магнітні зйомки, які виконані за цей час (рис. 2.4).

Рисунок 2.4 Нормальне магнітне поле Т-IGRF та регіональна компонента геомагнітного поля Тр для території України (напруженість – у нанотеслах)

Магнітне поле Землі вивчається за допомогою спеціальної апаратури близько 400 років. За цей період зафіксовані значні його просторово-часові зміни. Надійно виділяються періоди 60, 90-120 та біля 300 років. Для вивчення поводження геомагнітного поля в минулі епохи створені і успішно проводяться археомагнітні та палеомагнітні дослідження. Археомагнітологія вивчає поведінку магнітного поля в історичний період, палеомагнітологія — протягом усієї геологічної історії Землі. Основним фактичним матеріалом цих досліджень є інформація про природну залишкову намагніченість пам'ятників матеріальної культури (обпалені цеглини, посуд тощо) і гірських порід. Заслугою палеомагнітних досліджень є відкриття інверсії геомагнітних полюсів і їхнього часового дрейфу. Вони відображають у геологічному масштабі часу спрямовану зміну головного магнітного поля Землі. Завдяки палеомагнітним дослідженням були отримані надійні траєкторії руху магнітних полюсів для усього фанерозою. На тлі цього дрейфу полюсів існує їхня інверсія (магнітні полюси змінюють знак приблизно 1 раз у 600-800 тис. років). За даними археомагнітних досліджень, існує ще одна циклічність зміни геомагнітного полюса з періодом близько 7000 – 8000 років.

Отже, просторово – часова структура магнітного поля Землі може описуватися векторною сумою окремих складових: , де — поле однорідне намагніченої земної кулі (дипольне поле), — материкове (недипольне) поле, зумовлене процесами у зовнішньому рідкому ядрі, — зовнішнє поле, — поле варіацій, також викликане зовнішніми причинами; — аномальне поле, обумовлене намагніченістю літосфери. При цьому , де — регіональні аномалії, які зумовлені в основному глибинними шарами земної кори (верхньої мантії) і мають поперечні розміри 60-120 км. - локальні магнітні аномалії, які зумовлені неоднорідністю верхньої частини кори і мають розміри від сотень метрів до перших десятків кілометрів. Для наочності на рисунку 2.4 приведено регіональну компоненту аномального магнітного поля Т_р для території України. Причиною аномальної складової магнітного поля Землі є неоднорідність магнітних властивостей гірських порід, що складають земну кору та верхню мантію. Внаслідок цього з'являються відхилення градієнта індукції магнітного поля від його значень, характерних для головного магнітного поля Землі. Градієнти, що спостерігаються, можуть перевищувати градієнти нормального поля в тисячі разів.

У практиці магніторозвідувальних робіт у якості нормального поля приймається або сума T₀ і материкової аномалії, або регіональна аномалія, на тлі якої необхідно виділити локальну аномалію. Магнітні властивості гірських порід характеризуються інтенсивністю їх ефективної намагніченості J-вектором, що характеризує магнітний момент одиниці об'єму. Намагніченість J можна представити сумою двох компонентів — індукованої (J_i) і природної залишкової (J_n) намагніченості: J=J_n+J_i, де J_i=æH. Магнітна сприйнятливість æ характеризує здатність гірських порід намагнічуватись під впливом зовнішнього магнітного поля Т, у результаті чого вони здобувають індуктивну компоненту намагніченості J_i. J_n характеризує залишкову намагніченість, набуту під час її остигання та подальших фізико-хімічних змін. Залишкова намагніченість J_n має напрямок, який співпадає з напрямком магнітного поля Землі на момент утворення даної породи, або її суттєвого перетворення. Залишкова намагніченість є підставою для археомагнітних та палеомагнітних досліджень.