Магнітне поле Землі, геомагнітне поле - Енциклопедія Сучасної України
Beta-версія
Магнітне поле Землі, геомагнітне поле

МАГНІ́ТНЕ ПО́ЛЕ ЗЕМЛІ́, Геомагнітне поле – силове поле, яке створюється джерелами всередині земної кулі (див. Земля) та у навколоземному просторі (магнітосфері та іоносфері). Менша його частина пов’яза­­на з навколозем. джерелами, гол. частина – з внутр. джерелами: електр. струмами в земному ядрі (гол. М. п. З., включаючи світ. магнітні аномалії) і магніт. мінералами в земній корі (аномал. магнітне поле).

Питання щодо походження магніт. поля донині остаточно не вирішене. Більшість дослідників вважають, що в основі земного магнетизму є теорія динамо-ефекту – конвективні або турбулентні рухи провід. рідини в ядрі Землі сприяють самозбудженню та підтриманню магніт. поля в стаціонар. стані. У першому наближенні М. п. З. можна уявити як поле магніт. диполя, розташ. у центрі Землі та нахиленого під кутом 11,5° відносно осі обертання планети. Його пд. полюс знаходиться на геогр. Пн. полюсі, а пн. – на Пд. полюсі. Магніт. момент такого диполя має величину порядку 8·1022 А·м2. Це не стала величина, за останні 100 р. магніт. момент зменшився на 5 %. Точки перетину такого диполя з земною поверхнею називають геомагніт. полюсами. Магнітні полюси – умовні точки на земній поверхні, де силові лінії магніт. поля направлені під кутом 90° до поверхні. Їхні геогр. координати для 2016: геомагнітні пн. і пд. – 80.4°N, 72.7°W та 80.4°S, 107.3°E; магнітні пн. і пд. – 86.4°N, 166.3°W та 64.2°S, 136.4°E. Вони не є фіксованими і з часом зміщуються. Пн. магніт. полюс нещодавно покинув тер. Канади та рухається в напрямку РФ. Характеристикою М. п. З. є його напруженість, яка визначає величину й напрям магніт. поля в даній точці земної поверхні в даний час і є силою, що діє на одиничну масу. Позначається різними авторами літерами HT, F або T. Одиниця вимірювання – Ампер/метр (А/м) у системі СІ, ерстед (Е) у системі СГС; 1Е = 103/(4ϖ) А/м. Силовою характеристикою магніт. поля є B – магнітна індукція. Її одиницями вимірювання є тесла (Тл) у системі СІ або гаус (Гс) у системі СГС; 1 Гс = 10-4 Тл. На практиці для опису геомагніт. поля використовують значно меншу одиницю – наноТесла; 1 нТл = 10-9 Тл = 1γ. У точці спостережень на поверхні Землі вектор напруженості розкладається на елементи земного магнетизму: X – пн. складова, додатним вважається напрям уздовж геогр. меридіана на Пн.; Y – сх., уздовж геогр. паралелі на Сх.; Z – вертикальна, направлена донизу паралельно вертикалі; H – горизонт. компонента, що лежить у площині магніт. меридіана; D – магнітне схилення, кут між магніт. і геогр. меридіанами; I – нахилення, кут між горизонт. компонентою H та повним векто­- ром F. X, Y, H, Z називають силовими компонентами, D та I – кутовими. Співвідношення між H = cosI; Z = FsinI; Z = HtanI; X = HcosD; Y = HsinD. Інтенсивність М. п. З. змінюється в межах від 25000 нТл у р-ні екватора до 65000 нТл у р-ні полюсів. На поверхні Землі спостерігається поле, яке є вектор. сумою полів декількох джерел, розташ. у різних областях усере­дині Землі і в навколозем. просторі: F = F0+Fm+Fa+Fe+δF, де F0 – дипол. поле; Fm – поле світ. аномалій, пов’язане з неоднорідністю глибоких шарів земної кулі (недипол. поле); Fa – поле, обумовлене намагніченістю порід верх. частини земної кори (аномал. поле); Fe – поле зовн. джерел; δF – поле варіацій, також пов’язане із зовн. причинами. Суму дипол. і недипол. полів називають гол. М. п. З. F' = F0+Fm. Одна з найбільш характерних особливостей М. п. З. – його мінливість. Її досліджують за допомогою різних методів, що мають різну фіз. основу, розділ. здатність, охоплюють різні часові діапазони.

Інструм. спостереження (розпочаті бл. 400 р. тому) – прямі спостереження елементів земного магнетизму за допомогою приладів на обсерваторіях, супутникові, аерозйомки, наземні та зйомки на акваторіях морів. У 19 ст. розпочався якісно новий етап з орг-цією світ. мережі обсерваторій, яка нині складається з понад 100 обсерваторій по всій земній кулі. Решта методів належить до непрямих – істор. дані доповнюють інформацію про вікові варіації діапазону за останні 400–500 р. Об’єктами дослідж. археомагніт. методом є залишки виробів з випаленої глини (цегла, кераміка, фрагменти гончар. печей) і, значно рідше – обпалені осад. породи давніх вогнищ віком до кількох тисяч років тому. Перевага цього методу – в точному визначенні віку об’єктів (зокрема радіовуглецевим методом) та добре розробленій теорії природи термозалишк. намагніченості обпаленої глини, що дозволяє визначати з точністю до перших градусів D та I, а також до перших тисяч нТл величину F давнього геомагніт. поля. Палеомагніт. метод базується на визначенні природ. залишк. намагніченості зразків гірських порід. У основі архео- і палеомагніт. методів лежить єдина феноменол. теорія феромагнетизму, яка дозволяє вивчати процеси формування природ. залишк. намагніченості у зразку (археол. релікті чи гірській породі). Методи відрізняються точністю, розділ. здатністю та часовим діапазоном, надають інформацію про зміни М. п. З. у часі.

Для уявлення про простор. розподіл елементів земного магнетизму будують магнітні карти: ізолінії D називають ізогонами, I – ізоклінами, H, Z, F – ізодинамами. Карти створюють на основі модел. розрахунків і даних спостережень та визначень; останні розташ. нерівномірно по земній поверхні. В основі моделювання лежить теорія Гауса, яка представляє М. п. З. як функцію координат даної точки, залишаючи осторонь фіз. причини виникнення поля. На її основі створене стандартне наближення гол. геомагніт. поля, яке називають міжнар. еталон. геомагніт. полем (IGRF; International Geomagnetic Reference Field) для періоду від 1900 донині, а також моделі древ. М. п. З. на основі архео- та палеомагніт. визначень (напр., сер. моделей CALSxk). М. п. З. екранує Землю від згуб. для всього живого потоку заряджених часток соняч. вітру та, частково, від косміч. проміння. Вивчення геомагніт. поля має велике значення для орієнтування на місцевості, розвитку радіо­­зв’язку, розвідки родовищ корис. копалин (магнітометр. і магнітотелур. методи розвідки) тощо.

Літ.: Яновский Б. М. Земной магнетизм. Ленинград, 1978; Паркинсон У. Введение в геомагнетизм / Пер. с англ. Москва, 1986; Тяпкін К. Ф. Фізика Землі: Підруч. К., 1998; Бахмутов В. Г. Палео­­вековые геомагнитные вариации. К., 2006.

В. Г. Бахмутов

Статтю оновлено: 2017