книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник

ми, магнитного наклонения — изоклинами, а изолинии F, Н, X, Y, Z — изодинамами.

Графическое представление магнитного поля земной поверх­ ности с помощью магнитных карт является удобным и значитель­ но облегчает задачу практического использования результатов магнитных съемок. Хорошо известны карты магнитных склоне­

ний, которые используются в воздушных и морских штурманских службах.

Ввиду изменения элементов земного магнетизма во времени составление магнитных карт приурочивают к определенному мо­ менту времени, называемому эпохой. Обычно это бывает 1 июля года, кратного 5 или 10.

§ 2. СТРУКТУРА МАГНИТНОГО ПОЛЯ У ЗЕМ Н О Й ПОВЕРХНОСТИ

На мировых магнитных картах можно найти две точки, у ко­ торых горизонтальная составляющая магнитного поля равна нулю (Я = 0), а магнитное наклонение равно 90° (/ = 90°). Эти точки называют магнитными полюсами: северный магнитный по­ люс (СМП) и южный магнитный полюс (ЮМП). Они не совпа­ дают с географическими полюсами, а имеют следующие геогра­ фические координаты:

Два полюса не являются диаметрально противоположными точками. Северный магнитный полюс удален от северного геогра­ фического полюса примерно на 100 км. Положение полюсов из­ меняется со временем.

Наибольшее значение горизонтальная составляющая напря­ женности поля Я имеет вблизи магнитного экватора и состав­ ляет около 0,4 гс, а вертикальная составляющая имеет макси­ мальное значение около 0,7 гс у магнитных полюсов и умень­ шается до нуля вблизи экватора.

При анализе изолиний на магнитных картах обнаруживаются области, где магнитное поле Земли, заметно отличаясь от поля соседних районов, изменяет правильный, монотонный характер убывания или возрастания значений элементов магнитного поля с расстоянием. Такие области называют магнитными аномалия­ ми. Для них характерно заметное изменение градиентов элемен­

тов магнитного поля.

Если градиент нормального поля составляет несколько гамм на километр, то в магнитных аномалиях он может достигать де­

сятков и сотен гамм на километр.

Магнитные аномалии разделяют на локальные, региональные и мировые. Локальные, или местные, аномалии — это искажения

201

магнитного поля, наблюдающиеся на протяжении нескольких километров. Региональные аномалии простираются на десятки и сотни километров. Они могут включать в себя локальные ано­ малии. Причиной локальных и региональных аномалий является различие магнитных свойств горных пород, залегающих на глу­ бинах до 10—20 км. Так, типичной региональной аномалией яв­ ляется Курская магнитная аномалия, расположенная большей своей частью в Курской области и захватывающая Орловскую, Воронежскую и Харьковскую области. Вызвана она крупными железорудными месторождениями в1указанных областях.

Мировые магнитные аномалии (иногда их называют матери­ ковыми полями) захватывают большие пространства, соизмери­ мые с континентами. Связаны они с неоднородностями глубоких слоев земного шара. К таким аномалиям относятся, например, Восточно-азиатская материковая аномалия и Южно-атлантиче­ ская, или Бразильская, аномалия. В Бразильской аномалии на­ блюдается наименьшее значение z на земном шаре, составляющее 0,25 гс. Поэтому в указанном районе ниже всего расположена нижняя граница радиационного пояса.

Для понимания природы геомагнитного поля и вековых ва­ риаций его элементов необходимо знать причины его происхож­ дения. Пока нет единой принятой всеми теории происхождения магнитного поля Земли, которая объясняла бы все его вариации и магнитные явления. По этому вопросу существует несколько различных взглядов. Однако наиболее правдоподобной в настоя­ щее время считается динамо-теория.

Согласно динамо-теории, причиной земного магнетизма яв­ ляются электрические токи, существующие во внешней части ядра Земли. Происхождение этих токов обусловлено конвектив­ ными движениями в жидкой части ядра, поддерживаемыми энер­ гией радиоактивного распада химических элементов. Наличие даже очень слабого магнитного поля в движущейся жидкой ме­ таллической массе образует индукционные токи, которые в свою очередь обусловливают вторичное более сильное магнитное по­ ле. При таком магнитогидродинамическом процессе может су­ ществовать несколько устойчивых токовых систем, которые и соз­ дают основное магнитное поле Земли и его мировые аномалии.

§ 3. АН АЛ И ТИ ЧЕСКО Е П РЕД СТ А ВЛ ЕН И Е М АГНИ ТН ОГО ПОЛЯ ЗЕМ Л И

Магнитные карты дают представление о распределении эле­ ментов магнитного поля вдоль земной поверхности. Для рассмот­ рения распределения этих элементов в пространстве, а также ре­ шения ряда научных и практических задач гораздо удобнее маг­ нитное поле Земли представить аналитически.

2 0 2

Магнитное поле Земли (в первом приближении) можно рас­ сматривать как магнитное поле однородно намагниченного шара. Тогда напряженность поля во всех точках внутри шара будет иметь одинаковые направления и величину, а вне шара его поле будет эквивалентно полю диполя, помещенного в центре шара. Ось диполя должна быть наклонена к оси вращения Земли под углом 1°,5, а южный полюс диполя направлен к северному по­ люсу Земли (рис. 10.2).

Пересечение оси диполя с земной поверхностью происходит в двух точках, называемых геомагнитными полюсами — север­ ным геомагнитным полюсом (СГП) и южным геомагнитным по­ люсом (ЮГЛ). Эти полюсы не совпадают ни с геофизическими, ни с магнитными полюсами. Географические координаты геомаг­ нитных полюсов следующие:

На рис. 10.2 показана структура магнитных силовых линий вокруг земного шара. Выберем в пространстве точку А с коорди­ натами г и а. Магнитный потенциал (<рл) для этой точки запи­ шется в виде

М cos а

(3.1)

где г — расстояние от центра Земли, а — угол между осью ди­ поля и заданной точкой, М — магнитный момент Земли, равный

203

8,06 • 1025 гс-см3. Горизонтальная и вертикальная составляющие напряженности магнитного поля определяются как производные от магнитного потенциала:

Расчеты, проведенные по формулам (3.2) и (3.3) для состав­ ляющих вектора напряженности магнитного поля у земной по­ верхности (г = R3 = 6,4- 10б м), дают следующие максимальные

значения: у геомагнитных полюсов Z = 0,64 гс, а у геомагнитного экватора Я = 0,32 гс. Полученные значения Z и Я близки к дей­ ствительно наблюдаемым значениям.

Если по формулам (3.2) и (3.3) построить изодинамы Я и Z для всего земного шара и сравнить их с действительными изодинамами, то для ряда областей получится весьма близкое совпа­ дение. Однако в отдельных районах, где имеются магнитные ано­ малии, будут наблюдаться значительные расхождения расчетных и фактических значений Я и Z. Это говорит о том, что представ­ ление магнитного поля Земли в виде эквивалентного диполя яв­ ляется лишь первым приближением.

По мере удаления от поверхности Земли расчетные и факти­ ческие значения Я и Z все более точно совпадают. Однако на больших расстояниях (г > 6R3) в дипольное магнитное поле вно­

сятся уже искажения, обусловленные кольцевыми электрически­ ми токами, возникающими вокруг Земли.

Формулы (3.2), (3.3) и (3.4) широко используются в расчетах электромагнитных процессов на больших высотах. Так как маг­ нитное поле Земли несколько несимметрично (напряженность поля в восточном полушарии немного больше, чем в западном), то лучшее соответствие расчетных и фактических значений напря­ женности поля получается, если магнитный диполь будет смещен от центра Земли примерно на 340 км в меридиональной плоско­ сти Х= 162° в. д.

Уравнение магнитной силовой линии диполя в полярной си­

204

где Ф — геомагнитная широта, равная 90° — а, а л, — расстоя­ ние до силовой линии в плоскости геомагнитного экватора.

Напряженность магнитного поля F вдоль силовой линии опре­

Формула (3.7) выражает закон убывания напряженности маг­ нитного поля обратно пропорционально кубу расстояния от цен­ тра Земли.

При исследованиях магнитного поля Земли в околоземном космическом пространстве обычно применяются две системы ко­ ординат. Одной из них является полярная система координат (г, Ф), координаты которой следующие: г — расстояние до цент­ ра Земли, Ф — геомагнитная широта.

205

В последнее время широко применяется другая усовершен­ ствованная система координат (F, L). Ее координатами являют­ ся F — напряженность магнитного поля в данной точке и L—рас­ стояние от магнитного центра. Земли (в R3) до пересечения с гео­

Система координат (F, L) более удобна для точного пред­ ставления геомагнитного поля на геоцентрических расстояниях от 1 до 3R 3 и Ф < 70°. Полярная система координат (г, Ф) пред­

почтительнее системы (F, L) при 3/?3 < г < 6R 3 и Ф < 70°, где обе системы координат имеют примерно одинаковую точность

(— 1%')-

На расстояниях r > 6 R3 и для геомагнитных широт Ф > 70°

обе системы координат не дают результатов, имеющих физиче­ ский смысл. В этих областях уже неприменима дипольная мо­ дель геомагнитного поля, которое сильно искажается солнечным ветром.

§ 4. МАГНИТОСФЕРА ЗЕМЛИ

Магнитное поле Земли не распространяется до бесконечности. В результате обтекания солнечным ветром происходит его лока­ лизация в пространстве.

Область околоземного пространства, внутри которой заклю­ чено геомагнитное поле, обтекаемое солнечным ветром, назы­ вается магнитосферой Земли.

Измерения на советских и американских космических аппа­ ратах позволили получить конфигурацию стационарного геомаг­ нитного поля. Первые измерения магнитного поля Земли на вы­ сотах от 300 до 800 км были осуществлены в мае 1958 г. на 3-м советском ИСЗ. Советские космические станции «Луна-1» (ян­ варь 1959 г.) и «Луна-2» (сентябрь 1959 г.) произвели измерения магнитного поля между Землей и Луной. Данные измерений по­ казали, что фактическая напряженность магнитного поля близка к расчетной напряженности, убывающей обратно пропорциональ­

(рис. 10.4). Полагают, что такое изменение магнитного поля мо­ жет быть вызвано круговым электрическим током, текущим в ра­ диационном поясе вокруг земного шара.

Наиболее подробные исследования магнитосферы на больших расстояниях были проведены на американском спутнике IMP-1 (1963 г.) с апогеем 200 000 км от центра Земли. С помощью чув­

206

ствительного рубидиевого магнитометра напряженность магнит­ ного поля определялась с абсолютной ошибкой ±0,25f.

На рис. 10.5 изображена схема магнитосферы, построенная в основном по экспериментальным данным. Показано меридио­ нальное сечение магнитосферы, плоскостью, проходящей через ось магнитного диполя и линию Земля—Солнце.

В магнитосфере и окружающем ее пространстве можно выде­ лить шесть характерных областей (Б. А. Тверской, 1968).

Рис. 10.4. И зм енение напряж енности магнитного поля Зем ли с высотой

Область А — солнечный ветер, который несет «вмороженное» магнитное поле напряженностью в несколько гамм. Скорость солнечного ветра является сверхзвуковой. Но сверхзвуковой по-

207

ток не может обогнуть магнитосферу. Дозвуковое движение сол­ нечных частиц может возникнуть лишь в том случае, если около магнитосферы вдоль по потоку солнечного ветра будет формиро­ ваться стоячая ударная волна. Фронт ударной волны обнаружи­ вается на расстоянии г = 13-f-14/?3.Между фронтом ударной вол­

ны и границей магнитосферы находится переходная область. При переходе солнечным ветром фронта ударной волны возрастают хаотические скорости частиц, а магнитное поле турбулизуется. Вблизи линии Земля—Солнце на дневной стороне возникает об­ ласть горячей плазмы (область Б), которая постепенно перехо­ дит в область Д , где свойства плазмы близки к свойствам невоз­ мущенного солнечного ветра. Внутри магнитосферы имеется три характерных области (В, Г, Б). Область В — это область захва­ ченной радиации, включающая радиационный пояс Земли. Си­ ловые линии геомагнитного поля Земли в этой области подобны дипольным, т. е. замкнуты.

На ночной стороне Земли магнитные силовые линии, начинаю­ щиеся на геомагнитных широтах более 75°, сильно вытянуты в сторону, противоположную Солнцу, и оказываются незамкнуты­ ми. Сжатые солнечным ветром, они образуют шлейф (или «хвост») магнитосферы (область Г), который распространяется за орбиту Луны. Внутри шлейфа выделяется тонкий нейтраль­ ный слой (область Е), заполненный горячей плазмой.

Положение границы магнитосферы (магнитопаузы) с солнеч­ ной стороны можно определить из условия равенства давления солнечного ветра давлению геомагнитного поля:

(4.1)

где Я, — тангенциальная составляющая напряженности маг­ нитного поля на границе магнитосферы, п — концентрация про­ тонов в солнечном ветре, т — масса .протона, v — скорость сол­ нечного ветра, ф — угол между направлением солнечного ветра и нормалью к границе магнитосферы.

Расстояние до границы магнитосферы наиболее просто опре­ делить в направлении линии Земля—Солнце (ф = 0). Полагая, что в плоскости геомагнитного экватора

где Н0 — напряженность .поля на уровне земной поверхности, г — расстояние, выраженное в радиусах Земли (R3), получим ра­

венство

(4.3)

208

откуда расстояние до границы магнитосферы

Если скорость солнечного ветра и = 500 км/сек, а концентра­ ция частиц в нем п = 2,5 частиц/см3, то граница магнитосферы будет находиться на расстоянии г = 10/?3.

В годы повышенной солнечной активности (возрастание v и п) граница магнитосферы приближается к Земле, а в годы ми­ нимума солнечной активности (уменьшение пи п) расстояние до нее увеличивается.

Специфической частью магнитосферы является ее шлейф на теневой стороне Земли. По экспериментальным данным ИСЗ 1РМ-1, обнаруживаются две особенности строения шлейфа. Одна из них свидетельствует о том, что в плоскости полуночного мери­ диана на расстояниях более 8—10/?3 характер поля в северной

и южной частях магнитосферы имеет обратную направленность. При этом северная и южная части поля приблизительно симмет­ ричны, а напряженность поля с 1расстоянием спадает медленнее, чем в дипольном поле. Вторая особенность шлейфа — на­ личие тонкого «нейтрального слоя». Толщина его около 0,1R 3 ,

На этом отрезке происходит смена знака магнитного поля при переходе из одной части магнитосферы в другую.

На границе магнитосферы при изменении плотности или ско­ рости солнечного ветра могут возникать так называемые магни­ тогидродинамические волны. Эти волны были теоретически от­ крыты шведским геофизиком X. Альвеном, и поэтому их иногда называют альвеновскими волнами.

Магнитогидродинамические волны распространяются вдоль силовых линий магнитного поля. Они являются поперечными, так как вещество в них движется поперек магнитного поля, а вме­ сте с веществом колеблются и силовые линии.

Скорость распространения волны внутрь магнитосферы

где Н0 — напряженность магнитного поля без волны, р — йлотность вещества ионизированной компоненты. Величина этой ско­ рости в магнитосфере может колебаться от 10~2 до 10~7 скорости

света.

Из вышесказанного следует, что магнитосфера имеет доволь­ но сложную структуру, которая к тому же изменяется во вре­ мени в зависимости от уровня солнечной активности.

Знание структуры магнитосферы необходимо для разработки теорий радиационного пояса Земли, полярных сияний, а также других геофизических явлений, связанных с проникновением в атмосферу Земли космических лучей и корпускулярного излуче­ ния Солнца.

§5. ВАРИАЦИИ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ

Регулярные наблюдения за элементами магнитного поля по­ казывают, что магнитное поле Земли не остается постоянным во времени. Изменения его напряженности разделяют на два клас­ са .вариаций: вековые и короткопериодические.

Вековые вариации — это изменения среднегодовых значений геомагнитных элементов во времени. Они зависят от геологиче­ ского строения района наблюдений, а также от солнечной и маг­ нитной активности.

Короткопериодическими вариациями называются изменения элементов магнитного поля за непродолжительные промежутки времени — в течение суток, нескольких часов и даже нескольких минут. Такие вариации обусловлены изменениями напряженно­ сти переменной части магнитного поля Земли, которая возникает в окружающем Землю пространстве под воздействием ряда си­ стем электрических токов, окружающих земной шар, а также образующихся в его атмосфере. Напряженность этого перемен­ ного магнитного поля составляет всего около 1% напряженности постоянного магнитного поля Земли. Однако роль составляющей магнитного поля в атмосфере трудно переоценить, так как с ее изменениями тесно связан ряд геофизических явлений.

Плавные и регулярные изменения во времени элементов маг­ нитного поля Земли называют спокойными вариациями магнит­ ного поля. Они строго периодичны. Изменения, носящие непра­ вильный, беспорядочный характер и наступающие чаще всего внезапно, принято называть магнитными возмущениями.

К спокойным вариациям относятся, прежде всего, солнечно­ суточные и лунно-суточные вариации.

Для нахождения короткопериодических вариаций элементов Я, Z и D исходными данными являются их средние часовые зна­

2 1 0