Студопедия

КАТЕГОРИИ:


Архитектура-(3434)Астрономия-(809)Биология-(7483)Биотехнологии-(1457)Военное дело-(14632)Высокие технологии-(1363)География-(913)Геология-(1438)Государство-(451)Демография-(1065)Дом-(47672)Журналистика и СМИ-(912)Изобретательство-(14524)Иностранные языки-(4268)Информатика-(17799)Искусство-(1338)История-(13644)Компьютеры-(11121)Косметика-(55)Кулинария-(373)Культура-(8427)Лингвистика-(374)Литература-(1642)Маркетинг-(23702)Математика-(16968)Машиностроение-(1700)Медицина-(12668)Менеджмент-(24684)Механика-(15423)Науковедение-(506)Образование-(11852)Охрана труда-(3308)Педагогика-(5571)Полиграфия-(1312)Политика-(7869)Право-(5454)Приборостроение-(1369)Программирование-(2801)Производство-(97182)Промышленность-(8706)Психология-(18388)Религия-(3217)Связь-(10668)Сельское хозяйство-(299)Социология-(6455)Спорт-(42831)Строительство-(4793)Торговля-(5050)Транспорт-(2929)Туризм-(1568)Физика-(3942)Философия-(17015)Финансы-(26596)Химия-(22929)Экология-(12095)Экономика-(9961)Электроника-(8441)Электротехника-(4623)Энергетика-(12629)Юриспруденция-(1492)Ядерная техника-(1748)

Магнітне поле Землі та його параметри




Земля являє собою гігантський магніт, поле якого можна порівняти з полями однорідної намагніченої кулі. Магнітна вісь Землі процесу є навколо осі обертання Землі, маючи співвідношення з останньою тільки у середньому за значний проміжок часу. У теперішній час магнітна вісь відхилена від вісі Землі на 11,5о. Магнітне поле Землі намагнічує гірські породи, впливає на стан іоносфери, через яку здійснюється розв’язок, а разом з атмосферою охороняє усе живе на Землі від руйнівного космічного та сонячного випромінювання.

У наш час за допомогою супутників та ракет проведено фундаментальні дослідження магнітного поля Землі та космічного простору. Зокрема, встановлені межі прояву магнітного поля Землі – магнітосфери. Границя магнітосфери зі стороною, оберненою до сонця, має форму напівсфери (рис. 4). Силові лінії усередині напівсфери подібні за формою до силових ліній однорідної намагніченої кулі. З протилежної сторони (нічної) структура магнітосфери різко змінена. Ізолінії поля витягнуті, магнітосфера має протяжність на відстань до 1000 земних радіусів. Цю частину магнітосфери називають хвостами, або ж геомагнітним шлейфом. За допомогою супутників було виявлено зони підвищеної космічної радіації, які є своєрідними магнітними пастками, при попаданні в них електрони та протони здійснюють складні гвинтоподібні рухи вздовж силових ліній земного магнітного поля. Ці зони підвищеної космічної радіації є своєрідний місток між магнітними полюсами Землі, по яких практично миттєво розповсюджуються будь-які електромагнітні збурення. Існуванням цих зон пояснюється існування полярного сяйва у високих широтах.

Пануючою гіпотезою походження магнітного поля Землі припускає зв’язок магнітного поля з наявністю електричних струмів у земному ядрі (гіпотеза магнітного гідродинамо). За сейсмічними даними зовнішнє ядро складається з розтопленої речовини. Тут високі температури та тиски. За цих умов ядро містить багато вільних електронів та має велику електропровідність. Є припущення, що в процесі свого утворення Земля підпала під вплив якогось магнітного поля. Коли Земля обертається в цьому полі в електропровідному шарі виникають електричні струми, які в свою чергу народжували вторинне магнітне поле, які більш сильніше, ніж первинне. Збільшення ж магнітного поля Землі призвело до посилення вихрових електричних струмів у ядрі, а останні – до збільшення магнітного поля і т.п. Процес подібний до генерації магнітного поля, здійснюється до настання рівноваги між розсіюванням енергії внаслідок в’язкості ядра, його електричним опорам та енергією вихрових струмів.

Причиною первинних електричних струмів можуть бути, крім зовнішнього магнітного поля: різниця температур центра ядра та його периферії або інструкція у вихровому русі металічних мас у магнітному полі, як це здійснюється у динамо-машині. Початково магнітне поле може бути зумовлене гіроскопічним ефектом. Сутність його полягає у тому, що атоми речовини Землі володіють одночасно магнітними і механічними моментами. Приймаючи участь у добовому обертанні Землі, вони отримують деяку узгодженість та орієнтуються відносно вісі обертання, що могло призвести до появи індукованого магнітного поля.

У спостереженому магнітному полі Землі можна виділити стаціонарне геомагнітне поле та магнітні варіації.

Коли вивчають земне магнітне поле та його параметри перш за все мають на увазі його стаціонарну частину та постійне поле. У сучасній магніторозвідці основною силовою характеристикою магнітного поля Землі є поля індукції. Одиницею виміру магнітної індукції у системі СІ є тесла (Тл), або її похідна нанотесла (нТл). 1нТл=10-9Тл. Тесла – це індукція такого поля, у якому кожен метр провідника зі струмом у один ампер, розташованого перпендикулярно напрямку вектора індукції, підпадає під випробування силою в один ньютон. Раніше у магніторозвідці використовували іншу характеристику – напруженість магнітного поля (Нг). У прийнятій тоді системі СГС одиницею виміру напруженості магнітного поля є ерстед (Е). Однак у зв’язку з низьким значенням напруженості магнітного поля Землі використовувалась більш мала одиниця – гама (1 гама = 1´10-5Е). Співставлення результатів вимірів магнітного поля, які показані у системах СІ та СГС, нескладно, тому, що індукція поля величиною в 1нТл відповідає напруженості магнітного поля у 1 гаму. Індукція магнітного поля Т пов’язана з напруженістю магнітного поля Нг наступним співвідношенням: Т=m Нг, де m - абсолютна магнітна проникність середовища, у якій виконуються магнітні виміри. Для основних середовищ, де виконуються виміри у магніторозвідці (повітря та вода), значення m у СІ та СГС однакові та практично дорівнюють одиниці.

Індукція магнітного поля в кожній точці поверхні Землі – векторна величина (Т). Якщо рахувати Землю однорідно намагніченою кулею, то величина поля на його полюсах приблизно у два рази більша, ніж на екваторі (0,66´10-4 Тл проти 0,33´10-4 Тл). Повний екватор Т на полюсах є вертикальний, а на екваторі – горизонтальний. Вздовж Т вектора встановлюється вільно висяча у центрі ваги магнітна стрілка. Проекції цього вектора на горизонтальну та вертикальну площини, а також кути вектора відносно до координатних осей називають елементами магнітного поля (рис.5).

Якщо вісь Х прямокутної системи координат спрямувати на пографічну північ, вісь – Y – на схід, вісь Z – по витоку униз, то проекцію повного вектора p на вісь Z називають вертикальною складовою та позначається Z. Проекцію повного вектора Т на горизонтальну площину називають горизонтальною складовою L. Напрямок Н співпадає з магнітним меридіаном, проекцію Н на вісь Х називають північною (або південною) складовою, на вісь Х – східною (або ж західною) складовою. Кут між віссю Х та Н складовою називають схиленням D. Було прийнято східне схилення рахувати як додатне, західне – від’ємним. Кут між вектором Т та горизонтальною площиною називають нахиленням У. Коли кінець магнітної стрілки нахиляється донизу, то це північне (або додатне), південного - південним (або від’ємним). Взаємозв’язок елементів магнітного поля можна виразити за допомогою формул:

 

Н=Т constI; Z=T sinI; Z=H tgI; T2=Z2+H2.

Завдяки цьому взаємозв’язку у магніторозвідці за звичаєм вимірюють тільки декілька елементів магнітного поля Землі (Z, T, H, D); решта можна знайти за формулами.

Розподіл значень повного вектора індукції магнітного поля Землі та його елементів на земній поверхні звичайно зображують у вигляді карт ізоліній, карт різних значень того чи іншого параметра. Ізолінії схилення називають ізогонами, нахилень – ізоклонами, ізолінії Т, Н або Z – ізодинами (T, H або Z).

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

Якби земна куля була б намагнічена рівномірно, то у такому випадку магнітне поле змінювалось би закономірно, будучи полем однорідно намагніченої кулі (Т о). У теорії магнетизму показано, що її можна зобразити як магнітне поле магнітного диполя, розміщеного у центрі Землі. Магнітним диполем називають самий простий магніт, який має точкові полюси, розташовані на нескінченно малій відстані один від одного. Тому поле однорідно намагніченої земної кулі нерідко називають дипольним полем. Однак, за даними генеральної магнітної зйомки та супутникових вимірювань було встановлено, що на загальному фоні плавних ізоліній, які незакономірно змінюються, виділяються ряд великих за розмірами аномалій порівняних за площею з площею материків. Ці найбільш великі магнітні аномалії назвали Світовими, їх декілька. Одна з них – Східно-Азіатська – розташована на Сибірській платформі. Найбільш яскраво материкові аномалії виділяються на картах ізоклин, а також координат горизонтальної складової магнітного поля Землі. Величезні розміри материкових аномалій дозволяють зробити припущення, що природа однорідної намагніченості Землі та материкових аномалій одна та має глибинне джерело.

Сума Т0МГ створює головне магнітне поле Землі. Інститут земного магнетизму радіохвиль Академії Наук один раз на п’ять років складає та опубліковує карти нормального поля Землі. Вони відносять їх до середини року, кратного п’яти (так званої магнітної епохи).

Щоб розрахувати вертикальні та горизонтальні складові індукції однорідно намагніченої земної кулі здійснюють диференціювання виразу магнітного потенціалу сфери U, відповідно по осям Z та Х (приймають, що вісь Z співпадає з радіусом R):

 

,

 

де: R – радіус Землі; М – магнітний момент Землі, який дорівнює 8´1022 А´М2; - кут між віссю, яка єднає магнітні полюси Землі, та радіус проведений з центру Землі у задану точку (кут j=90 - називають геомагнітною широтою). Повна напруженість геомагнітного поля складає

 

.

 

Відповідно до цього, значення Т0 досягає максимуму на магнітних полюсах (=0) та мінімуму на екваторі (= 90о), змінюючись від 0,66´10-4 до 0,33´10-4Тл (R прийнято за 6371 км), при зміні вертикальної складової водночас від 0,66´10-4 Тл на полюсах до 0 на екваторі, а горизонтальна від 0 на полюсах до 0,33´10-4 Тл – на екваторі.

Нормальне поле визначають експериментально шляхом осереднення виміряних значень геомагнітного поля на великій території (не менше трапецій, обмежених 1о довготи та Zо широти) з наступною побудовою карт нормального поля, віднесених до певної епохи.

У практичній магніторозвідці важливим є знання швидкості зміни елементів земного магнетизму та вертикалі та горизонталі. Ці величини називають нормальними вертикальними та горизонтальними градієнтами. З формули магнітного поля однорідно намагніченої кулі витікає, що вертикальний градієнт поля Z та Т змінюється від 20 до 30 нТл/км. Горизонтальний градієнт магнітного поля обчислюють з карт нормальних значень елементів земного магнетизму. Горизонтальний градієнт Z та Т змінюється у нашій країні від 2 до 7 нТл/км. При пересуванні з півночі до півдня вони збільшуються.

Чисельні характеристики елементів земного магнетизму та координати магнітних полюсів безперервно змінюються. У цих змінах велику роль відіграють варіації земного магнетизму. Вони можуть суттєво викривити результати магнітних зйомок. Дійсно, при зйомці будь-якої ділянки неможливо зняти усі точки одночасно. У зв’язку з цим необхідно виключити вплив варіацій, для цього приходиться зводити дані зйомок до одного моменту часу. Розрізняють чотири види магнітних варіацій: столітні, річні, добові та магнітні збурення. Якщо узяти середнє значення будь-якого елементу земного магнетизму в одній точці за рік, тоді від року до року воно буде змінюватись. Ця зміна дістала назву “віковічний хід”. Він звичайно є невеликий та для схилення, наприклад, складає декілька кутових хвилин за рік. Однак, діючи безперервно на протязі сторіччя, він суттєво змінює магнітне поле Землі.

“Віковічний хід” є непостійний, змінюється як у часі, так і у просторі. Максимальна швидкість зміни Т за останні роки зареєстрована у Антарктиді. Тут магнітне поле кожен рік зменшується на 140 нТл. Віковий хід Н екстремальний у Атлантичному океані, до того ж у північній його частині поле збільшується, а на півдні – зменшується.

Магнітному полю Землі характерним є так званий західний дрейф. Це систематичне зміщення зі сходу на захід світових аномалій та зон екстремальних значень віковічного ходу. Магнітологи рахують, що західний дрейф може бути спричинений великою швидкістю обертання ядра порівняно з земною корою та мантією. В наслідок цього відбувається наче запізнення поверхні Землі від створеного ядром її головного магнітного поля.

Якщо розглядати середні місячні значення елементів магнітного поля, то можна побачити, що і вони змінюються, при тому так, що через рік вони набувають майже попередніх своїх значень.

Різницю вносить тільки віковічний хід. Ця періодична зміна дістала назву “річного ходу”. Вона також є незначною.

Безперервне спостереження елементів земного магнетизму показало, що вони, окрім того, змінюються на протязі діб. Ці зміни дістали назву “добового ходу”. Він значно більший за річний та для схилення може перевищувати 10 хв. Добові варіації в пунктах, розташовані на одній геомагнітній широті, практично однакові. Їхня амплітуда більша у день, ніж у ночі, улітку ніж узимку. Звідси висновок, що інтенсивність добових варіацій залежить від довжини сонячного освітлення на ділянці спостереження. Вони викликані двома струменевими вихорами – північним та південним. Ці струми виникають завдяки руху заряджених частинок іоносфери у магнітному полі планети.

Магнітними збуреннями називають неперіодичні зміни елементів земного магнітного поля, які можуть бути впродовж декількох годин, або ж декількох днів. Великі збурення за інтенсивністю називають магнітними бурями. Магнітні збурення виникають, основними чином, у високих широтах, а магнітні бурі іноді охоплюють значні площі земної кулі. Магнітні бурі найбільш інтенсивних варіацій земного магнетизму під час сильних магнітних бурь схилення може змінюватись на 5о, а складові напруженості – до 1000 нТл. На різних широтах нерідко спостерігаються також високочастотні квазіперіодичні варіації з амплітудою близько 1 нТл. Найчастіше їхній період становить 10¸45 с.

Причиною віковічного ходу є якісь фізичні або ж геологічні процеси, які відбуваються усередині Землі. Однак, природа їхня ще не зовсім зрозуміла. Причиною річного або добового ходу є обертання Землі навколо Сонця та навколо своєї вісі, а причина магнітних збурень – зміна інтенсивності сонячного випромінювання (сонячного вітру), яке викликає північне сяйво.

Зі сказаного видно, що магнітне поле Землі являє собою змінене неоднорідне векторне поле. Це складне явище природи. Його походження точно не встановлено, а зміни викликані різними причинами.

Для вивчення змін головного магнітного поля у часі створена мережа постійних магнітних обсерваторій. У світі їх 130, з них на території СНД – 25. Крім цього при проведенні високої точності магніторозвідувальних робіт проводять систематичні спостереження як на спеціальних магнітоваріаційних станціях, які розміщують на ділянках, де виконують роботи, так і за допомогою польових магнітометрів високої точності.

Внаслідок змінності магнітного поля у часі магнітні зйомки великих територій та мілкого масштабу прийнято зводити до середини року зйомки. Розвідувальні магнітні карти невеликих ділянок та порівняно великого масштабу приводять до такого дня, який потребує найменших обчислень. Ця операція носить назву “приведення до епохи”.

Магнітне поле Землі вивчається за допомогою спеціальної апаратури близько 400 років. За цей період зафіксовані значні його зміни. Щоб вивчити поведінку геомагнітного поля у минулі епохи були створені та з успіхом розвиваються археомагнетизм та палеомагнетизм. Археомагнітологи вивчають поведінку магнітного поля за історичний період, палеомагнітологи – на протязі усієї геологічної історії Землі. Основним фактичним матеріалом цих досліджень є інформація про природну залишкову намагніченість пам’ятників матеріальної культури (обпалені цеглини, посуд та інше) та гірських порід. Здобутком палеомагнітних досліджень є відкриття інверсії геомагнітних полюсів та їхній часовий дрейф. Вони відображають у геологічному масштабі часу направлену зміну головного магнітного поля Землі. Завдяки палеомагнітним дослідженням були отримані надійні траєкторії руху магнітних полюсів у період фанерозою*?. На фоні цього дрейфу полюсів існує їхнє швидке обертання (магнітні полюси змінюють знак приблизно в 1 раз за мільйон років). Виходячи з результатів археологічних досліджень, існує ще одна циклічність зміни геомагнітного полюса з періодом близько 7000 років.

Припущення, що магнітне поле Землі подібно до магнітного поля однорідно намагніченої кулі є відправлене тільки у першому наближенні. Практично ж виміряне на поверхні Землі магнітне поле шар структуру набагато складнішу. Воно може бути зображено у вигляді векторної суми

 

,

 

де: - поле однорідно намагніченої земної кулі (дипольне поле); - поле, викликане неоднорідністю глибоких шарів земної кулі (материкове або ж дипольне); - поле пов’язане з зовнішніми причинами; - поле варіацій, також викликане зонішніми причинами; - поле, зумовлене намагніченістю верхніх частин земної кори (аномальне). При цьому , де - регіональна аномалія. Вона викликана глибинними горизонтами земної кори та простягається на значну відстань по площі. Та локальна магнітна аномалія, яка викликана менш глибинними та більш обмеженими за об’ємом масами земної кори та розповсюджена на меншій площі. Причиною, що викликає появу аномальної складової магнітного поля Землі, є неоднорідність магнітних властивостей гірських порід з яких складається земна кора (див. частину ІІІ). Внаслідок цього з’являються відхилення градієнта індукції магнітного поля від значень, характерних головному магнітному полю Землі. Спостережені градієнти можуть перевищувати нормальне поле у тисячу разів.

У практиці магніторозвідувальних робіт у якості нормального поля приймається або сума Т0 та материкової аномалії, або регіональна аномалія, на фоні якої необхідно виділити локальну аномалію, яка цікавить дослідника. Магнітні властивості гірських порід характеризуються інтенсивністю їхньої ефективної намагніченості І-вектором, який характеризує магнітий момент одиниці об’єму. Намагніченість І можна розглядати як суму двох компонент-індукованої (Іі) намагніченості: І=Іnі, де Іі=cНф.

Магнітна сприйнятливість c характеризує здатність гірських порід до намагнічування під дією зовнішнього магнітного поля Т, внаслідок чого вони набувають Іn, Іі характеризує здатність порід діяти на магнітну стрілку за відсутності зовнішнього магнітного поля. Для гірських порід – це намагніченість, пов’язана з минулим магнітним полем.

 




Поделиться с друзьями:


Дата добавления: 2014-10-15; Просмотров: 3126; Нарушение авторских прав?; Мы поможем в написании вашей работы!


Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет



studopedia.su - Студопедия (2013 - 2024) год. Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав! Последнее добавление




Генерация страницы за: 0.013 сек.