геология

I. Предмет и задачи геологии.

Геология √ одна из фундаментальных естественных наук, изучающая строение, состав, происхождение и развитие Земли. Она исследует сложные явления и процессы, протекающие на ее поверхности и в недрах. Современная геология опирается на многовековой опыт познания Земли и разнообразные специальные методы исследования. В отличие от других наук о Земле, геология занимается исследованием ее недр. Основные задачи геологии состоят в изучении наружной каменной оболочки планеты √ земной коры и взаимодействующих с ней внешних и внутренних оболочек Земли (внешние √ атмосфера, гидросфера, биосфера; внутренние √ мантия и ядро). Объектами непосредственного изучения геологии являются минералы, горные породы, ископаемые органические остатки, геологические процессы. Геология тесно связана с другими науками о Земле, например с астрономией, геодезией, географией, биологией. Геология опирается на такие фундаментальные науки как математика, физика, химия. Геология является синтетической наукой, хотя в то же время распадается на множество взаимосвязанных отраслей, научных дисциплин, изучающих Землю в разных аспектах и получающих сведения об отдельных геологических явлениях и процессах. Так, изучением состава литосферы занимаются: петрология, исследующая магматические и метаморфические породы, литология, изучающая осадочные горные породы, минералогия √ наука, изучающая минералы как природные химические соединения и геохимия √ наука о распределении и миграции химических элементов в недрах земли. Геологические процессы, формирующие рельеф земной поверхности, изучает динамическая геология, частью которой являются геотектоника, сейсмология и вулканология. Раздел геологии, занимающийся изучением истории развития земной коры и Земли в целом, включает стратиграфию, палеонтологию, региональную геологию и носит название Историческая геология. Есть в геологии науки, имеющие большое практическое значение. Такие, как о месторождениях полезных ископаемых, гидрогеология, инженерная геология, геокриология. В последние десятилетия появились и приобретают все большее значение науки связанные с исследованием космоса (космическая геология), дна морей и океанов (морская геология). Наряду с этим есть геологические науки, находящиеся на стыке с другими естественными науками: геофизика, биогеохимия, кристаллохимия, палеоботаника. К таковым относятся также геохимия и палеогеография. Наиболее близкая и разносторонняя связь геологии с географией. Для географических наук, таких как ландшафтоведение, климатология, гидрология, океанография, более всего важны геологические науки, изучающие процессы, влияющие на формирование рельефа земной поверхности и историю образования земной коры всей Земли. В геологии применяют прямые, косвенные, экспериментальные и математические методы. Прямые √ это методы непосредственных наземных и дистанционных (из тропосферы, космоса) изучений состава и строения земной коры. Основной √ геологическая съемка и картирование. Изучение состава и строения земной коры производится путем изучения естественных обнажений (обрывы рек, оврагов, склоны гор), искусственных горных выработок (каналы, шуффы, карьеры, шахты) и буровых скважин (мах √ 3,5 √ 4 км. в Индии и ЮАР, Кольская скважина √ более 12 км., проект 15 км.) В горных районах можно наблюдать естественные разрезы в долинах рек, вскрывающих толщи горных пород, собранных в сложные складки и поднятых при горообразовании с глубин 16 √ 20 км. Таким образом, метод непосредственного наблюдения и исследования слоев горных пород применим лишь к небольшой, самой верхней части земной коры. Лишь в вулканических областях по извергнутой из вулканов лаве и по твердым выбросам можно судить о составе вещества на глубинах 50 √ 100 км, и больше, где обычно располагаются вулканические очаги. Косвенные √ геофизические методы, которые основаны на изучении естественных и искусственных физических полей Земли, позволяющие исследовать значительные глубины недр. Различают сейсмические, гравиметрические, электрические, магнитометрические и др. геофизические методы. Из них наиболее важен сейсмический (╚сейсмос╩ √ трясение) метод, основанный на изучении скорости распространения в Земле упругих колебаний, возникающих при землетрясениях или искусственных взрывах. Эти колебания называются сейсмическими волнами, которые расходятся от очага землетрясений. Бывают 2 типа: продольные Vp, возникающие как реакция среды на изменения объема, распространяются в твердых и жидких телах и характеризуются наибольшей скоростью, и поперечные волны Vs, представляющие реакцию среды на изменение формы и распространяются только в твердых телах. Скорость движения сейсмических волн в разных горных породах различна и зависит от их упругих свойств и их плотности. Чем больше упругость среды, тем быстрее распространяются волны. Изучение характера распространения сейсмических волн позволяет судить о наличии различных оболочек шара с разной упругостью и плотностью. Экспериментальные исследования направлены на моделирование различных геологических процессов и искусственное получение различных минералов и горных пород. Математические методы в геологии направлены на повышение оперативности, достоверности и ценности геологической информации. Выделяют 3 оболочки Земли: ядро, мантию и земную кору.Ядро √ наиболее плотная оболочка Земли. Полагают, что внешнее ядро находится в состоянии, приближающемся к жидкому. Температура вещества достигает 2500 √ 3000 0С, а давление ~ 300Гпа. Внутреннее ядро, предположительно находится в твердом состоянии. Состав внешнего и внутреннего ~ одинаков √ Fe √ Ni, близкий к составу метеоритов. Мантия √ самая крупная оболочка Земли. Масса √ 2/3 массы планеты. Верхняя мантия характеризуется вертикальной и горизонтальной неоднородностью. Под континентами и океанами ее строение существенно отличается. В океанах на глубине ~ 50 км., а материках √ 80 √ 120 км. начинается слой пониженных сейсмических скоростей, который носит название сейсмического волновода или астеносферы ( т.е. геосфера ╚без прочности╩) и отличается повышенной пластичностью. (Волновод распространяется под океанами до 300 √ 400 км., под материками – 100- 150 км. ) К ней приурочено большинство очагов землетрясений. Полагают, что в ней возникают магматические очаги, а также зона подкорковых конвекционных течений и зарождение важнейших эндогенных процессов. В. В. Белоусов объединяет земную кору, верхнюю мантию, включая астеносферу в тектоносферу. Промежуточный слой и нижняя мантия отличаются более однородной средой, чем верхняя мантия. Верхняя мантия сложена преимущественно ферро-магнезиальными силикатами (оливин, пироксены, гранаты), что соответствует перидотитовому составу пород. В переходном слое С основной минерал √ оливин. Химический состав: оксиды Si, Al? Fe (2+, 3+), Ti, Ca, Mg, Na, K, Mn. Преобладают Si и Mg. Земная кора √ это верхняя оболочка Земли, сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными породами, мощностью от 7 до 70 √ 80 км. Это наиболее активный слой Земли. Для нее характерен магматизм и проявления тектонических процессов. Нижняя граница земной коры симметрична поверхности Земли. Под материками она глубоко опускается в мантию, и под океанами приближается к поверхности. Земная кора с верхней мантией до верхней границы астеносферы ( т.е. без астеносферы) образует литосферу. В вертикальном строении земной коры выделяют три слоя, сложенных различными по составу, свойствам и происхождению породам. 1 слой √ верхний или осадочный (стратосфера) сложен осадочными и вулканогенно-осадочными породами, глинами, глиняными сланцами, песчаными, вулканогенными и карбонатными породами. Слой покрывает почти всю поверхность Земли. Мощность в глубоких впадинах достигает 20 √ 25 км., в среднем √ 3 км. Для пород осадочного чехла характерна слабая дислоцированность, сравнительно низкие плотности и небольшие изменения, соответствующие диагенетическим. 2 слой √ средний или гранитный ( гранито √ гнейсовый), породы имеют сходство со свойствами гранитов. Сложена: гнейсами, гранодиоритами, диоритами, окализами, а так же габбро, мраморами, силинитами и др. Породы этого слоя разнообразны по сотаву и степени их дислоцированности. Они могут быть неизменными и метаморфированными. Нижняя граница гранитного слоя называется сейсмический раздел Конрада. Мощность слоя √ от 6 до 40 км. На отдельных участках Земли этот слой отсутствует. 3 слой √ нижний, базальтовый состоит из более тяжелых пород, которые по свойствам близки к магматическим породам, базальтам. В отдельных местах между базальтовым слоем и мантией залегает так называемый эклогитовый слой с более высокой плотностью, чем базальтовый. Средняя мощность слоя в континентальной части ~ 20 км. Под горными хребтами достигает 30 √ 40 км., а под впадинами снижается до 12 √ 13 и 5-7 км. Средняя мощность земной коры в континентальной части (Н. А. Белявский) √40,5 км., мин. √ 7 √ 12 км. в океанах, макс. √ 70 √ 80 км. (высокогорье на континентах).

II. Плотность, давление, ускорение, сила тяжести , магнитное поле Земли.

плотность Земли была впервые определена И. Ньютоном в 1736 г. в пределах 5—6 г/см3. Последующие, более точные, определения дали среднюю плотность 5,527 г/см3. Эта величина значительно превышает плотность верхних горизонтов земной коры, которая на основании многочисленных измерений плотностей выходящих на поверхность горных пород может быть определена более или менее точно. В табл. приводятся средние плотности полнокристаллических изверженных пород (по Р. А. Дэли).Исходя из средних плотностей горных пород (Считается, что до глубины 16 км земная кора состоит из 95% изверженных, 4% метаморфических и 1% осадочных пород.), слагающих земную кору, плотность «гранитного слоя» земной коры принимают равной 2,7 г/см3, «базальтового слоя» — 2,9 г/см3, «базальтового слоя» океанической коры — от 3,0 до 3,1 г/см3, а верхней части подкоркового слоя (мантии) — 3,3 г/см3 (с учетом давления на глубине 30—40 км). Установить подобным путем плотность глубоких недр Земли нельзя. Для определения их плотности учитываются не только скорости сейсмических волн, но и данные о распределении силы тяжести, размерах и форме Земли, движении полюсов, приливах, вызванных притяжением Луны и Солнца и т. п. Сопоставление всех этих данных с обязательным учетом массы и момента инерции планеты позволяет составить систему уравнений, выражающих зависимость значений различных физических свойств земных недр от глубины. Но однозначного решения этих уравнений пока еще нет, и полученные в настоящее время значения плотности материи внутри Земли в значительной мере гипотетичны. Схема распределения плотностей внутри Земли приведена в табл. Средние плотности изверженных пород, по Р. А. Дэля. Наука, изучающая земное поле силы тяжести, называется гравиметрией (от лат. gravis — тяжелый и греч. metreo — измеряю). Сила тяжести обусловлена общей массой Земли. Поэтому все колебания в распределении масс в вертикальных разрезах должны отражаться на величине силы тяжести. В связи с этим естественно было бы ожидать более или менее значительного влияния рельефа на распределение силы тяжести на земной поверхности. В частности, на материках, сложенных отчетливо выраженными в рельефе нагромождениями горных пород, сила тяжести должна бы быть больше, чем на океанах, поверхность которых лежит на более низком гипсометрическом уровне и верхние горизонты сложены 4-километровым слоем воды, значительно менее плотным, чем горные породы материков. Однако из сопоставления полей силы тяжести океанов и материков следует, что по абсолютной величине аномалии силы тяжести на тех и других почти равны. Некоторые более значительные, но вполне понятные и закономерные изменения силы тяжести на Земле вызваны полярным сжатием и центробежной силой, развивающейся при вращении планеты и направленной на экваторе в сторону, противоположную силе тяжести (величина силы тяжести увеличивается от экватора к полюсам на 0,5%). Сила тяжести меняется также под воздействием притяжения Луны и Солнца («лунно-солнечные вариации силы тяжести»), которое влияет не только на любое тело на земной поверхности, но и на всю Землю, вызывая приливные деформации, изменяющие форму не только жидкой, но и твердой земной оболочки. Деформации твердой оболочки составляют около 1/3 величины деформации гидросферы и проявляются в изменении высоты и наклона земной поверхности. Под действием небесного тела поверхность Земли приподнимается и наклоняется таким образом, что нормаль к поверхности приближается к направлению на центр небесного тела. Расположение масс Земли меняется и вызывает изменение величины потенциала силы тяжести. Эти изменения достигают максимума, когда небесное тело находится в зените или надире места наблюдения. Максимальная величина Dg может достигать 0,15 мгал, т. е. хорошо фиксируется современными гравиметрами, а величина отклонения отвеса достигает 0,02″ и уверенно отмечается горизонтальными маятниками. Притяжение небесного тела вызывает появление пары сил, направленных против вращения Земли. Эти силы действуют постоянно и замедляют вращение Земли, период которого снижается примерно на 0,002 сек в столетие. Соответственно уменьшается и полярное сжатие геоида. Угловая скорость вращения Земли 15,041″/сек. Кинетическая энергия вращения 2,160 • 1036 эрг. Скорость вращения точки на экваторе 167,4 км/ч. Скорость вращения Земли скачкообразно меняется по несколько раз в год (флуктуации). По подсчетам А. Д. Сытинского, при этом освобождается энергии 1,17-1027 эрг/год, что на 3 порядка больше энергии, освобождающейся за то же время при землетрясениях (П. С. Воронов, 1968 г.). Поэтому в настоящее время с вращением Земли (с «ротационными силами») связывают многие тектонические процессы. Строение земной коры более или менее отчетливо выражается в аномалиях силы тяжести (гравитационных). Эти аномалии соответствуют разности между наблюдаемой силой тяжести и ее теоретическим значением в тех же точках земной поверхности, т. е. отражают различия в строении идеальной и реальной Земли. При этом гравитационные аномалии отличаются не только по величине, но и по направлению силы тяжести (вызывают отклонения отвеса от вертикали). Поскольку определения силы тяжести производятся на поверхности Земли, не совпадающей, за исключением поверхности Мирового океана, с уровнем геоида, гравитационные аномалии обычно приводятся к поверхности геоида и выражаются в так называемых аномалиях Буге, вычисленных с поправками за высоту точки наблюдения и за притяжение промежуточного слоя. Выделяют региональные и местные аномалии. Первые распространяются на десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (многие десятки и сотни миллигалов Миллигал (мгал) — тысячная часть гала. Гал — единица измерения ускорения силы тяжести (ё), 1 гал = 1 см/сек2.). На фоне региональных аномалий проявляются местные аномалии разного масштаба и характера, связанные с особенностями строения самых верхних горизонтов земной коры. Местные аномалии широко используются в поисково-разведочной практике (при поисках нефти, газа и других полезных ископаемых). При изучении земного поля силы тяжести установлена закономерная связь региональных аномалий Буге с наиболее крупными формами рельефа земной поверхности. Причем связь эта имеет обратный характер: над высокогорными областями материков аномалии обычно отрицательные, т. е. неожиданно фиксируют «недостаток масс» и достигают почти 500 мгал, а над глубоководными океаническими впадинами — положительные, т. е. фиксируют «избыток масс» и достигают также почти 500 мгал. Для объяснения этого явления в середине XIX в. английскими астрономами Дж. Эри и Ф. Праттом была предложена оригинальная гипотеза строения земной коры, впоследствии (1889 г.) названная американским геологом Е. Диттоном изостазией (от греч. 18081азюз — равновесящий). Дж. Эри предположил (1855 г.), что земная кора состоит из блоков, имеющих одинаковую плотность, но разную толщину. Блоки плавают в более плотном и вязком подкоровом субстрате, подчиняясь закону Архимеда. Толщина блоков и глубина их погружения наиболее велики в горных районах и минимальны в океанических впадинах. При этом материал субстрата перетекает от погружающихся частей к поднимающимся. Гипотеза Ф. Пратта предполагала, что разности высот рельефа обусловлены разной плотностью земной коры: возвышенностям соответствует меньшая плотность, низменностям — большая. Нижняя поверхность коры при этом считалась горизонтальной. «В первоначальном виде эта гипотеза так противоречила всему развитию Земли (при эрозии на месте гор должны были бы получаться колоссальные отрицательные аномалии, а на месте впадин такие же положительные), что вскоре последователи Ф. Пратта привлекли идею плавления коры на субстрате и соответственно идею о компенсирующих перетеканиях вещества под земной корой», — пишет В. А. Магницкий (1953 г.): «С этого момента принципиальная разница между»… гипотезами Дж. Эри и Ф. Пратта пропала. Обе гипотезы являются «…крайними случаями более общей гипотезы, предполагающей, что компенсация осуществляется как за счет изменения плотности самой коры, так и за счет изменения ее толщины». Гипотезы Дж. Эри и Ф. Пратта впоследствии были развиты зарубежными учеными (Ф. Венинг-Мейнесом, Д. Хейфордом) и претерпели весьма значительные изменения. Причем было выяснено, что принцип изостазии полностью подтверждается данными геодезии, полученными на основании угловых измерений и определений силы тяжести, по которым с точностью до малых первого порядка Земля находится в состоянии гидростатического равновесия и в первом приближении состоит из однородных концентрических слоев, плотность которых увеличивается к центру Земли. «В основе приведенных гипотез лежит представление об одном уровне изостатической компенсации. В настоящее время такое представление является неполным. Все больше пробивают себе дорогу взгляды о множественности изо статических уровней, лежащих в интервале от верхних частей земной коры до верхних горизонтов мантии» (Ф. С. Моисеенко и др.). Однако если принцип изостазии более или менее правильно отражает распределение силы тяжести в масштабе наиболее крупных частей земной поверхности — океанов и материков, то он оказывается вовсе несостоятельным для объяснения более мелких и практически более важных деталей строения земной коры, фиксируемых относительно небольшими, но широко распространенными отклонениями от изостатического равновесия — местными аномалиями. Эти аномалии с большой точностью отражают особенности геологического строения верхних слоев земной коры и в некоторых случаях могут быть использованы при поисках и разведке полезных ископаемых. Для этого карты гравитационных аномалий сопоставляют с геологическими картами, что позволяет делать выводы об особенностях геологического строения больших глубин, недоступных непосредственному изучению. Таким путем были, например, обнаружены в районе Эмбы соляные купола, скрытые под мощными наносами, в Донецком бассейне были прослежены залегающие на глубине угленосные толщи и т. п. Гравитационное поле (поле силы тяжести) Земли неоднородно. В нем отчетливо выделяются следующие типы. Огромные пространства поверхности материков со спокойным рельефом (платформы), которые характеризуются чередованием небольших положительных и отрицательных аномалий, охватывающих сравнительно незначительные по площади районы. Расчеты показывают, что лишь ничтожное количество таких аномалий связано со строением поверхностных горизонтов земной коры, а большинство вызвано действием масс, лежащих на глубинах первых десятков километров. Так как в этих регионах положительные аномалии чередуются с отрицательными, их среднее значение, как правило, близко к нулю. Подобная спокойная картина гравитационного поля нарушается лишь в областях, испытавших сравнительно недавние поднятия (южная часть Индии, область поднятий в Африке) и в участках центральных оседаний земной коры, например в зоне восточноафриканских озер (Ньяса, Танганьика, Киву, Виктория, Эдуард, Альберт). Большинство таких областей характеризуется отрицательными гравитационными аномалиями (резким минимумом силы тяжести). Гравитационное поле горно-складчатых областей неоднородно и сложно. Среди этих областей можно выделить два основных типа: 1) молодые (альпийские) горные сооружения — Альпы, Карпаты, Крым, Кавказ и другие и 2) горные хребты, сформированные на палеозойском или более древнем складчатом фундаменте (активизированные горы), — Урал, Алтай, Саяны, Тянь-Шань и др. Высокогорные районы первого типа характеризуются расчлененным рельефом поверхности Мохоровичича с колебаниями мощности земной коры от 20 до 60 км и с преобладанием «базальтового слоя» (в глубоких депрессиях «гранитный слой» иногда совсем отсутствует). В среднем «базальтовый слой» составляет 50—60% от общей мощности коры. Мощность земной коры в горно-складчатых областях второго типа до 60—70 км, причем явно преобладает «гранитный слой» (на долю «базальтового слоя» приходится 40% и менее от общей мощности коры, за исключением Урала, где «базальтовый слой» очень мощный). Во многих областях 2-го типа гравитационные аномалии Фая (в свободном воздухе) отрицательные, тогда как в областях 1-го типа положительные. Однако, как указывает В. А. Магницкий, эти аномалии недостаточно велики и в топографической редукции делаются обычно резко отрицательными, т. е. альпийские горы нельзя рассматривать как надстройку на земной коре с избыточной массой. Интенсивные отрицательные аномалии указывают на дефект масс на некоторой глубине под горами. В целом для высокогорных областей, если и можно говорить об изостатической компенсации, то только для достаточно крупных массивов, а не каждой горы в отдельности, причем компенсации приблизительной, и приблизительность эта очень различна. И в горах и во впадинах часто наблюдаются отклонения от изостазии, и многие участки земной коры оказываются то заметно тяжелее, то легче, чем это требует изостатическое равновесие. Особое положение занимает прибрежная зона Тихого океана (островные дуги — Индонезия, Япония, Курильские острова и др.), характеризующаяся крупными отклонениями от изостазии, выраженными в аномалиях силы тяжести. Полосы очень сильных отрицательных гравитационных аномалий приурочены к глубоководным желобам, расположенным вдоль обращенной к океану периферии островных дуг. Самим островным дугам и внутренним морям, отделяющим их от материка, соответствуют положительные аномалии. Глубина залегания масс, вызывающих эти аномалии, по исследованиям А. Н. Люстиха, не превышает 50 км. В океанах гравитационное поле спокойно и меняется более плавно, чем на материках. Заслуживает большого внимания поле силы тяжести вулканических островов (Гавайских в Тихом океане, о. Вознесения в Атлантическом и др.). Эти острова характеризуются громадными положительными аномалиями. Однако после введения поправки Буге аномалии становятся близкими к нулю. Это значит, что массы вулканических островов являются как бы посторонним грузом, наложенным на земную кору. Характерно, что грандиозные нагромождения траппов на платформах не вызывают сколько-нибудь сильных аномалий. Участки платформ, покрытые траппами, по своей гравитационной характеристике принципиально не отличаются от других частей платформ. Из сказанного видно, что гравитационное поле Земли отражает особенности ее строения, фиксируемые сейсмическими методами: мощность земной коры заметно увеличивается в высокогорных районах, где отчетливо отмечается ее вдавленность в нижележащий субстрат, снижается в равнинных платформенных областях и достигает минимума под океанами. Изменение мощности коры сопровождается изменениями плотности слагающих ее пород. На континентах преобладают более легкие породы («граниты»); океаническое дно сложено в основном более тяжелыми базальтами. Конечно, учитывать принцип изостазии при анализе формирования некоторых геологических структур необходимо, но считать его одной из первопричин тектонических процессов нельзя. Тектонические гипотезы изостазии (в любой их форме) в качестве основного движущего геологического фактора, определяющего соответствие формы поверхности Земли с ее внутренним строением, выдвигают гидростатическое равновесие масс Земли и земной коры. Нарушение этого равновесия, вызванное, например, размывом горных хребтов и заполнением продуктами этого размыва впадин или наступанием мощных покровных ледников, резко увеличивающих массу перекрытых ими участков земной коры, или, наоборот, таянием покровных льдов, заметно снижающим нагрузку, и т. п. — все это должно компенсироваться воздыманием облегченных и погружением увеличивших свою массу участков. Эти чисто механические представления вовсе не учитывают огромного многообразия геологических процессов и вызывающих их причин и, как совершенно правильно подчеркнул В. А. Магницкий, исходят из принципа, по существу враждебного развитию. В результате вместо развития получается картина умирания Земли (после неизбежного восстановления полного равновесия). Движения поверхности Земли очень часто происходят в направлении, противоположном тому, которое должно было бы возникнуть согласно принципу изостазии. Например, Прикаспийская низменность испытывает в настоящее время погружение, хотя земная кора там чрезвычайно легка и по гипотезе изостазии должна была бы подниматься. В некоторых горных областях отмечается полное отсутствие компенсации (Горный Крым), а в других (горы Средней Азии) — компенсирующих масс слишком много и т. д. В строгом соответствии с распределением плотностей в недрах Земли находятся давление и ускорение свободного падения. Давления в таблице приведены по К. Э. Буллену, ускорения свободного падения — по данным разных авторов (А. Бенфильда, К. Э. Буллена и др.). Таким образом, давление в центре Земли равно примерно 3,5 млн. кгс/см2

Магнитное поле Земли (геомагнитное поле) — магнитное поле, генерируемое внутриземными источниками. Предмет изучения геомагнетизма. На небольшом удалении от поверхности Земли, порядка трёх её радиусов, магнитные силовые линии имеют диполеподобное расположение. Эта область называется плазмосферой Земли. По мере удаления от поверхности Земли усиливается воздействие солнечного ветра: со стороны Солнца геомагнитное поле сжимается, а с противоположной, ночной стороны, оно вытягивается в длинный «хвост». Заметное влияние на магнитное поле на поверхности Земли оказывают токи в ионосфере. Это область верхней атмосферы, простирающаяся от высот порядка 100 км и выше. Содержит большое количество ионов. Плазма удерживается магнитным полем Земли, но её состояние определяется взаимодействием магнитного поля Земли с солнечным ветром, чем и объясняется связь магнитных бурь на Земле с солнечными вспышками. Точки Земли, в которых напряжённость магнитного поля имеет вертикальное направление, называют магнитными полюсами. Таких точек на Земле две: северный магнитный полюс и южный магнитный полюс. Прямая, проходящая через магнитные полюсы, называется магнитной осью Земли. Окружность большого круга в плоскости, которая перпендикулярна к магнитной оси, называется магнитным экватором. Напряжённость магнитного поля в точках магнитного экватора имеет приблизительно горизонтальное направление. Средняя напряжённость поля на поверхности Земли составляет около 0,5 э (40 А/м) и сильно зависит от географического положения.[1] Напряжённость магнитного поля на магнитном экваторе около 0,34 э (Эрстед), у магнитных полюсов около 0,66 э. В некоторых районах (в так называемых районах магнитных аномалий) напряжённость резко возрастает. В районе Курской магнитной аномалии она достигает 2 э. Дипольный магнитный момент Земли на 1995 год составлял 7,812×1025 Гс·см³ (или 7,812×1022 А·м²), уменьшаясь в среднем за последние десятилетия на 0,004×1025 Гс·см³ или на 1/4000 в год. Распространена аппроксимация магнитного поля Земли в виде ряда по гармоникам — ряд Гаусса. Для магнитного поля Земли характерны возмущения, называемые геомагнитными пульсациями вследствие возбуждения гидромагнитных волн в магнитосфере Земли; частотный диапазон пульсаций простирается от миллигерц до одного килогерца. Магнитными меридианами называются проекции силовых линий магнитного поля Земли на её поверхность; сложные кривые, сходящиеся в северном и южном магнитных полюсах Земли. В последнее время получила развитие гипотеза, связывающая возникновение магнитного поля Земли с протеканием токов в жидком металлическом ядре. Подсчитано[источник не указан 957 дней], что зона, в которой действует механизм «магнитное динамо», находится на расстоянии 0,25—0,3 радиуса Земли. Аналогичный механизм генерации поля может иметь место и на других планетах, в частности, в ядрах Юпитера и Сатурна (по некоторым предположениям, состоящих из жидкого металлического водорода). Исследования остаточной намагниченности, приобретённой изверженными горными породами при остывании их ниже точки Кюри, свидетельствуют о неоднократных инверсиях магнитного поля Земли, зафиксированных в полосовых магнитных аномалиях океанической коры, параллельные осям срединных океанических хребтов. Смещение магнитных полюсов регистрируется с 1885 года. За последние 100 лет магнитный полюс в южном полушарии переместился почти на 900 км и вышел в Индийский океан.[4] Новейшие данные по состоянию арктического магнитного полюса (движущегося по направлению к Восточно-Сибирской мировой магнитной аномалии через Ледовитый океан) показали, что с 1973 по 1984 год его пробег составил 120 км, с 1984 по 1994 год — более 150 км. Хотя эти данные расчётные, они подтверждены замерами северного магнитного полюса. По данным на начало 2007 года, скорость дрейфа северного магнитного полюса увеличилась с 10 км/год в 1970-х годах до 60 км/год в 2004 году. Напряжённость земного магнитного поля падает, причём неравномерно. За последние 22 года она уменьшилась в среднем на 1,7 %, а в некоторых регионах — например, в южной части Атлантического океана, — на 10 %. В некоторых местах напряжённость магнитного поля, вопреки общей тенденции, даже возросла. Ускорение движения полюсов (в среднем на 3 км/год) и движение их по коридорам инверсии магнитных полюсов (более 400 палеоинверсий позволили выявить эти коридоры), позволяет предположить, что в данном перемещении полюсов следует усматривать не экскурс, а очередную инверсию магнитного поля Земли. Это подтверждается и текущим возрастанием угла раствора каспов (полярных щелей в магнитосфере на севере и юге), который к середине 1990-х годов достиг 45°.[6] В расширившиеся щели устремился радиационный материал солнечного ветра, межпланетного пространства и космических лучей, вследствие чего в полярные области поступает большее количество вещества и энергии, что может привести к дополнительному разогреву полярных шапок. В прошлом инверсии магнитных полюсов происходили многократно и жизнь сохранилась. Вопрос в том, какой ценой. Если, как утверждается в некоторых гипотезах, во время перестановки полюсов магнитосфера Земли на некоторое время исчезнет, то на Землю обрушится поток космических лучей, что представляет опасность для обитателей суши[7] и тем большую, если исчезновение магнитосферы будет сопряжено с истощением озонового слоя. Обнадёживает тот факт, что во время инверсии магнитного поля Солнца, произошедшего в марте 2001 года, полного исчезновения солнечной магнитосферы зафиксировано не было.[8] Полный цикл обращения магнитного поля Солнца составляет 22 года. Геомагнитные координаты (координаты Мак-Илвайна)- специфические координаты в геомагнитном поле, названные в честь ученого Мак Илвайна (Carl McIlwain), первым предложившим их использование[9], так как они основаны на инвариантах движения частиц в магнитном поле. Точка в дипольном поле характеризуются двумя координатами (L, B), где L — так называемая магнитная оболочка, или параметр Мак Илвайна (англ. L-shell, L-value, McIlwain L-parameter), B — магнитная индукция поля (обычно в Гс). За параметр магнитной оболочки обычно принимается величина L, равная отношению среднего удаления реальной магнитной оболочки от центра Земли в плоскости геомагнитного экватора, к радиусу Земли.[10]. О способности намагниченных предметов располагаться в определённом направлении было известно ещё китайцам несколько тысячелетий назад. В 1544 году немецкий учёный Георг Гартман открыл магнитное наклонение. Магнитным наклонением называют угол, на который стрелка под действием магнитного поля Земли отклоняется от горизонтальной плоскости вниз или вверх. В полушарии севернее магнитного экватора (который не совпадает с географическим экватором) северный конец стрелки отклоняется вниз, в южном — наоборот. На самом магнитном экваторе линии магнитного поля параллельны поверхности Земли. Впервые предположение о наличии магнитного поля Земли, которое и вызывает такое поведение намагниченных предметов, высказал английский врач и натурфилософ Уильям Гильберт (англ. William Gilbert) в 1600 году в своей книге «О магните» («De Magnete»), в которой описал опыт с шаром из магнитной руды и маленькой железной стрелкой. Гильберт пришел к заключению, что Земля представляет собой большой магнит. Наблюдения английского астронома Генри Геллибранда (англ. Henry Gellibrand) показали, что геомагнитное поле не постоянно, а медленно изменяется. У Хосе де Акосты (одного из основателей геофизики, по словам Гумбольта) в его Истории (1590) впервые появилась теория о четырёх линиях без магнитного склонения (он описал использование компаса, угол отклонения, различия между Магнитным и Северным полюсом; хотя отклонения были известны еще в XV веке, он описал колебание отклонений от одной точки до другой; он идентифицировал места с нулевым отклонением: например, на Азорских островах). Угол, на который отклоняется магнитная стрелка от направления север — юг, называют магнитным склонением. Христофор Колумб открыл, что магнитное склонение не остается постоянным, а претерпевает изменения с изменением географических координат. Открытие Колумба послужило толчком к новому изучению магнитного поля Земли: сведения о нем были нужны мореплавателям. Русский ученый М. В. Ломоносов в 1759 г. в докладе «Рассуждение о большой точности морского пути» дал ценные советы, позволяющие увеличить точность показаний компаса. Для изучения земного магнетизма М. В. Ломоносов рекомендовал организовать сеть постоянных пунктов (обсерваторий), в которых производить систематические магнитные наблюдения; такие наблюдения необходимо широко проводить и на море. Мысль Ломоносова об организации магнитных обсерваторий была осуществлена лишь спустя 60 лет в России.В 1831 г. английским полярным исследователем Джоном Россом в Канадском архипелаге был открыт магнитный полюс — область, где магнитная стрелка занимает вертикальное положение, то есть наклонение равно 90°. В 1841 г. Джеймс Росс (племянник Джона Росса) достиг другого магнитного полюса Земли, находящегося в Антарктиде.Карл Гаусс (нем. Carl Friedrich Gauß) выдвинул теорию о происхождении магнитного поля Земли и в 1839 году доказал, что основная его часть выходит из Земли, а причину небольших, коротких отклонений его значений необходимо искать во внешней среде