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 повʼяза­­на з навколоземними джерелами, головна частина — із внутрішніми джерелами: електричними струмами в земному ядрі (головне М. п. З., включаючи світові магнітні аномалії) і магнітними мінералами в земній корі (аномальне магнітне поле).

Пита­н­ня щодо походже­н­ня магнітного поля донині остаточно не роз­вʼязане. Більшість дослідників вважає, що в основі земного магнетизму лежить теорія динамо-ефекту: конвективні або турбулентні рухи провід­ної рідини в ядрі Землі сприяють самозбуджен­ню та під­триман­ню магнітного поля в стаціонарному стані. У першому на­ближен­ні магнітне поле Землі можна уявити як поле магнітного диполя, роз­ташованого в центрі Землі та нахиленого під кутом 11,5° від­носно осі оберта­н­ня планети. Його пів­ден­ний полюс знаходиться на гео­графічному Пів­нічному полюсі, а пів­нічний — на Пів­ден­ному полюсі. Магнітний момент такого диполя має величину порядку 8·10²² А·м². Це не стала величина, за остан­ні 100 р. магнітний момент зменшився на 5 %. Точки пере­тину такого диполя з земною поверх­нею називають геомагнітними полюсами. Магнітні полюси — умовні точки на земній поверх­ні, де силові лінії магнітного поля направлені під кутом 90° до поверх­ні. Їхні гео­графічні координати для 2016: геомагнітні пів­ніч і пів­день — 80.4°N, 72.7°W та 80.4°S, 107.3°E; магнітні пів­день і пів­ніч — 86.4°N, 166.3°W та 64.2°S, 136.4°E. Вони не є фіксованими і з часом зміщуються.

Пів­нічний магнітний полюс нещодавно покинув територію Канади та рухається в напрямку РФ. Характеристикою М. п. З. є його напруженість, що ви­значає величину й напрям магнітного поля в даній точці земної поверх­ні в даний час і є силою, що діє на одиничну масу. По­значається різними авторами літерами H_T, F або T. Одиниця вимірюва­н­ня — Ампер/метр (А/м) у системі СІ, ерстед (Е) у системі СГС; 1Е = 10³/(4ϖ) А/м. Силовою характеристикою магнітного 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 геомагнітного 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 — пів­нічна складова, додатним вважається напрям уздовж гео­графічного меридіана на пів­ніч; Y — східна, уздовж гео­графічної паралелі на схід; Z — вертикальна, направлена донизу паралельно вертикалі; H — горизонтальна компонента, що лежить у площині магнітного меридіана; D — магнітне схиле­н­ня, кут між магніт. і геогр. меридіанами; I — нахиле­н­ня, кут між горизонтальною компонентою H та повним векто­ром 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 по­близу екватора до 65000 нТл у ра­йоні полюсів. На поверх­ні Землі спо­стерігається поле, яке є векторною сумою полів декількох джерел, роз­ташованих у різних областях усере­дині Землі і в навколоземному просторі: F = F₀+F_m+F_a+F_e+δF, де F₀ — дипол. поле; F_m — поле світових аномалій, повʼязане з неоднорідністю глибоких шарів земної кулі (недипол. поле); F_a — поле, об­умовлене намагніченістю порід верх­ньої частини земної кори (аномал. поле); F_e — поле зовнішніх джерел; δF — поле варіацій, також повʼязане із зовнішніми причинами. Суму дипол. і недипол. полів називають головним магнітним полем Землі Fʼ = F₀+F_m. Одна з найбільш характерних особливостей магнітного поля Землі — його мінливість. Її досліджують за допомогою різних методів, що мають різну фізичну основу, роз­дільну здатність, охоплюють різні часові діапазони.

Інструментальні спо­стереже­н­ня (роз­початі близько 400 років тому) — прямі спо­стереже­н­ня елементів земного магнетизму за допомогою приладів на обсерваторіях, супутникові, аеро­зйомки, наземні та зйомки на акваторіях морів. У 19 століт­ті роз­почався якісно новий етап з організацією світової мережі обсерваторій, яка нині складається з понад 100 обсерваторій по всій земній кулі. Решта методів належить до непрямих — історичні дані доповнюють інформацію про вікові варіації діапазону за остан­ні 400–500 років. Обʼєктами дослідже­н­ня археомагнітного методу є залишки виробів з випаленої глини (цегла, кераміка, фрагменти гончарних печей) і, значно рідше — обпалені осадові породи давніх вогнищ віком до кількох тисяч років тому. Пере­вага цього методу — в точному ви­значен­ні віку обʼєктів (зокрема радіовуглецевим методом) та добре роз­робленій теорії природи термозалишкової намагніченості обпаленої глини, що до­зволяє ви­значати з точністю до перших градусів деклінацію та інклінацію, а також до перших тисяч нанотесла величину напруженості давнього геомагнітного поля. Палеомагнітний метод базується на ви­значен­ні природної залишкової намагніченості зразків гірських порід. У основі архео- і палеомагнітних методів лежить єдина феноменологічна теорія феромагнетизму, яка до­зволяє ви­вчати процеси формува­н­ня природної залишкової намагніченості у зразку (археологічному релікті чи гірській породі). Методи від­різняються точністю, роз­дільною здатністю та часовим діапазоном, надають інформацію про зміни магнітного поля Землі у часі.

Для уявле­н­ня про просторовий роз­поділ елементів земного магнетизму будують магнітні карти: ізолінії деклінації називають ізогонами, інклінації — ізоклінами, горизонтальної складової напруженості, вертикальної складової напруженості, повної напруженості — ізодинамами. Карти створюють на основі модельних роз­рахунків і даних спо­стережень та ви­значень; остан­ні роз­ташовані нерівномірно по земній поверх­ні. В основі моделюва­н­ня лежить теорія Гауса, яка пред­ставляє магнітне поле Землі як функцію координат даної точки, залишаючи осторонь фізичні причини виникне­н­ня поля. На її основі створене стандартне на­ближе­н­ня головного геомагнітного поля, яке називають між­народним еталон­ним геомагнітним полем (IGRF; International Geomagnetic Reference Field) для періоду від 1900 року донині, а також моделі древнього магнітного поля Землі на основі архео- та палеомагнітних ви­значень (на­приклад, серія моделей CALSxk).

Магнітне поле Землі екранує Землю від згубного для всього живого потоку заряджених частинок сонячного вітру та, частково, від космічного промі­н­ня. Ви­вче­н­ня геомагнітного поля має велике значе­н­ня для орієнтува­н­ня на місцевості, роз­витку радіозвʼязку, роз­відки родовищ корисних копалин (магнітометричні та магнітотелуричні 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

Завантажити статтю