1957-1958 гг. - Первый Международный геофизический год, в рамках которого был выполнен широкий спектр геофизических работ. Отличительной особенностью всех работ Геофизического года явилась единая их направленность. Для земного магнетизма и явлений, тесно связанных с ним – полярных сияний и ионосферы, это имело огромное значение.

1959 г. - данные, полученные первыми космическими аппаратами «Луна», позволили сотруднику ИКИ АН СССР К.И. Грингаузу с коллегами впервые экспериментально обнаружить солнечный ветер.

1990-2000-е гг. - появление следующего поколения принципиально новых теорий магнитного поля Земли, не использующих гипотезу геомагнитного динамо в качестве основной идеи [Кузнецов, 2008, с. 160-161].

1990 г. - Е.В. Григорьевой были выполнены теоретические исследования, связанные с проблемой генерации магнитного поля за счет вращения электрических зарядов. Результатом таких расчетов явился вывод о том, что покоящийся относительно Земли наблюдатель должен фиксировать магнитное поле, создаваемое стационарно распределенными во вращающейся Земле электрическими зарядами.

1994 г. - Б.В. Васильевым в Дубне был повторен эксперимент Н.П. Лебедева 1911 г. и, тем самым, подтвержден термо-гиромагнитный эффект, результатом которого является генерация магнитного поля во вращающемся металлическом цилиндре, в котором искусственно поддерживается температурный градиент вдоль радиуса.

1995-2008 гг. - В.В. Кузнецовым [2008, с. 178-180] в рамках модели горячей Земли (см. главу 1) предложена модель генерации геомагнитного поля. В основе модели генерации поля заложены представления о двухфазном (газ + жидкость) состоянии вещества F – слоя, который, с одной стороны, граничит с «газообразным» (не твердым, как принято в других моделях Земли) внутренним G – ядром, а с другой – с «жидким» внешним Е – ядром.

Элементы магнитного поля Земли

Магнитное поле в какой-либо точке О земной поверхности с координатами ϕ

(географическая широта) и λ (географическая долгота) характеризуется магнитной индукцией В [Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 62-64]. Введем в точке О прямоугольную систему координат, в которой x направляется на географический север, y

– на восток, z – вертикально вниз. В Северном полушарии Земли вектор индукции В направлен вниз от горизонтальной плоскости x, y. Его проекции на соответствующие оси называются северной (Х), восточной (Y) и вертикальной (Z) составляющими геомагнитного поля. Проекция В на горизонтальную плоскость x, y называется горизонтальной составляющей и обозначается Н. Горизонтальная составляющая в отличие от X, Y, Z является вектором, так как она определяется не только абсолютной величиной, но и направлением на плоскости x, y. Если Ох – направление географического меридиана в точке О, то ОН – направление геомагнитного меридиана, в общем случае не совпадающее с направлением географического меридиана. Угол D между геомагнитным и географическим меридианами называется углом магнитного склонения, угол J между горизонтальной плоскостью и направлением В – углом магнитного наклонения. D, J принято называть угловыми, а X, Y, Z, H – силовыми элементами поля (или земного магнетизма). Различные комбинации вышеперечисленных элементов полностью определяют вектор В: X, Y, Z – в прямоугольной системе, Z, H, D – в цилиндрической и |В|, D, J – в сферической системе координат.

Между элементами существуют простые соотношения:

|В|= X 2 +Y 2 + Z 2 , tgD =Y / X , tgJ = Z / H = Z / X 2 +Y 2 , |В|= X / cos Dcos J

174

и т.д.

Магнитное склонение считается положительным при отсчете угла D на восток и отрицательным при отсчете на запад. На магнитных картах элементы геомагнитного поля представляются в виде линий равных значений (изолиний). Изолинии склонения D называются изогонами, изолинии наклонения J – изоклинами, изолинии X, Y, Z, и Н – изодинамами соответствующих элементов. Карта, показывающая вековые изменения одного из элементов поля для данной эпохи, называется картой изопор. Величины Z, J положительны в северном полушарии.

Единицей напряженности магнитного поля в системе СИ является ампер на метр (А/м), а в системе СГСМ – эрстед (Э). В практике магниторазведки широко применяется также внесистемная единица напряженности магнитного поля – гамма (γ ).Единицей

измерения магнитной индукции в системе СИ является тесла (Тл). В магниторазведке используется дробная единица – нанотесла (нТл), 1 нТл = 10-9 Тл. Перечисленные единицы соотносятся следующим образом [Хмелевской, 2007, с. 43]:

1 А/м = 4π ·10-3 Э, 1 Э = 105 γ , 1 нТл = 10-9 Тл.

В реальных средах магнитная индукция (В) соотносится с напряженностью (Т) как

В = µ0 Т(1+ χ ),

где µ0 - абсолютная магнитная проницаемость вакуума (в СИ µ0 =4π·10-7 Гн/м-1, в СГСМ µ0 = 1, генри (Гн) – величина индуктивности). Магниторазведочная аппаратура обычно находится в немагнитной среде – воздухе или воде, для которых χ = 0, поэтому в системе

СГСМ В = Т. Следовательно, магнитное поле Земли может быть выражено либо в единицах магнитной индукции (нТл), либо в единицах напряженности (γ ), при этом:

1 нТл = 1 γ = 10-5 Э.

При магнитных измерениях для напряженности поля используются также единицы Гаусс [Гс] и Вебер/м2 [Вб·м-2] [Джекобс, 1979, с. 147]:

1 Гс = 10-4 Вб/м2 = 10-4 Тл.

Индукция В геомагнитного поля имеет различную величину и направление в различных точках земной поверхности [Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 64-65]. Минимальные значения В наблюдаются на геомагнитном экваторе, который определяется условием J = 0. Максимального значения В достигает на магнитных полюсах, на которых J =π / 2 . Магнитные полюсы и магнитный экватор не совпадают с географическими полюсами и географическим экватором соответственно. Средняя геомагнитная индукция в системе единиц СИ составляет около В ≈ 50000 нТл, на магнитном экваторе В ≈35000 нТл, на магнитных полюсах В ≈ 65000 нТл.

Наблюдения элементов геомагнитного поля, производящиеся в различных точках земной поверхности, показывают, что они не остаются постоянными во времени, а непрерывно изменяют свои значения. Эти изменения называются вариациями элементов геомагнитного поля. Периоды вариаций изменяются от долей секунды до нескольких месяцев. Кроме того, существуют вариации и среднегодовых значений элементов. Поэтому вариации в зависимости от их периода можно разделить на два принципиально различных типа: быстротечные периодического характера и медленные вариации

175

среднегодовых значений элементов геомагнитного поля. Последние называются вековыми ввиду большой длительности их периодов.

Исследования обоих типов вариаций показали, что они различаются не только величинами их периодов, но и по происхождению. Источники быстротечных вариаций находятся в верхних слоях атмосферы – это токовые системы и системы взаимодействия корпускулярного излучения Солнца (солнечного ветра) с силовыми линиями геомагнитного поля в околоземном пространстве. Источники вековых вариаций расположены в ядре Земли, там же, где генерируется основное, или главное, геомагнитное поле.

Помимо главного геомагнитного поля и его вековых вариаций, а также поля быстротечных вариаций (электромагнитного поля) существует еще поле, создаваемое намагниченными горными породами, расположенными в земной коре. Это поле называется аномальным геомагнитным полем. Таким образом, наблюдаемое на поверхности Земли геомагнитное поле является суммой трех полей, источники которых имеют различные физические механизмы происхождения и различное месторасположение.

1.Главное геомагнитное поле и его вековые вариации – источники расположены в ядре Земли.

2.Аномальное геомагнитное поле – источники расположены в земной коре. Например, напряженность поля в районе Курской магнитной аномалии достигает 2 Э [Лишевский, 1988].

3.Электромагнитное поле – внешнее поле, источники расположены в околоземном пространстве.

Вклад главного поля, наблюдаемое на поверхности Земли, составляет более 95%, аномальное поле вносит около 4% и внешнее поле – менее 1%.

Магнитные поля планет

Магнитные поля обнаружены у всех планет, кроме Плутона (пока неизвестно) и у Луны (табл. 7.1).

Таблица 7.1. Параметры магнитного поля планет [Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 61]

[Таблицы, 1976, с. 996], составляет М = 8,3·1025 ед. СГСМ [см5/2·г1/2·с-1] = 8,3·1022 а·м2.

176

Продвижение в изучении магнитных полей планет и их спутников достигнуто благодаря успехам в области космических исследований [Кузнецов, 2008, с. 204-207]. Начало исследования было положено измерениями магнитного поля Луны, проведенные советским космическим аппаратом Луна-2. За минувшие годы были измерены магнитные поля планет: Меркурия, Венеры, Марса, Юпитера, Сатурна, Урана и спутников: Луны, Ио, Ганимеда и Титана. Поразительным открытием в этом цикле работ было обнаружение следов магнитного поля на спутниках планет-гигантов.

Американским космическим аппаратом Марс-Глобал-Сервейер, который в сентябре 1997 г. вышел на орбиту Марса, были получены убедительные данные об отсутствии у Марса дипольного поля и о существовании в марсианской коре «вмороженной» памяти о когда-то существовавшем магнитном поле.

Нет полной ясности с магнитным полем Венеры. То, что на Венере нет дипольного поля не вызывает сомнений, но было ли оно раньше, пока не ясно. Возможно, что на Венере в настоящее время происходит переполюсовка магнитного поля.

Одна из последних сенсаций в области изучения магнитного поля спутников, это обнаружение магнитного поля на спутниках Юпитера во время посещения его окрестностей космической станцией Galileo. Существование на этих планетах магнитного поля плохо вписывается в рамки современных моделей магнитного поля.

Следует отметить, что между магнитными данными в разных источниках имеются расхождения. Данные в табл. 7.1 характеризуют магнитное поле Марса как дипольное, что противоречит приведенным выше данным, полученным американским космическим аппаратом [Кузнецов, 2008, с. 204]. Не соответствуют данным табл. 7.1 и данные о полярности магнитных полей Меркурия и Марса, приведенные в работе [Орленок, 2000, с. 139]. В работе [Орленок, 2000, с. 139] утверждается, что «идея гидромагнитного динамо находит подтверждение при исследованиях магнитных полей Меркурия, Марса, Венеры и Луны». В то же время в работе [Кузнецов, 2008, с. 204-207] полагается, что теория динамо противоречит данным о магнитных полях планет-гигантов и не может описать всей совокупности магнитных данных для Земли и других планет. Все эти данные лишний раз указывают на нерешенность проблемы генерации магнитного поля планет и их спутников.

Методы исследования магнитного поля Земли

Источником или причиной любого магнитного поля являются постоянные магниты и/или электрические токи. Отсюда следует, что источниками магнитного поля Земли могут быть либо намагниченность Земли, имеющая постоянный характер (Земля – большой магнит), либо постоянные токи, протекающие внутри Земли, или же, наконец, совокупность того и другого.

Задача науки о земном магнетизме и состоит в том, чтобы выяснить эти причины, найти количественные связи между величинами, характеризующими магнитное поле Земли и их источниками: намагниченностью земного шара и плотностью токов. Для решения этой проблемной задачи требуется знать, каково распределение магнитного поля Земли по ее поверхности, т. е. каковы величина и направление его в каждой точке земной поверхности.

Единственный метод нахождения такой зависимости – непосредственные измерения элементов земного магнетизма на всей поверхности земного шара, называемые

магнитными съемками.

Помимо магнитных съемок, имеющих целью изучение пространственного распределения магнитного поля Земли, наблюдения элементов земного магнетизма производятся непрерывно в ряде пунктов земного шара – в обсерваториях. Задача этих наблюдений – изучение временного распределения, т. е. зависимости поля от времени.

По данным из работы [Таблицы …, 1976] напряженность магнитного поля в мЭ (1 мЭ = 10-3Э = 100 нТл) по состоянию на 1965 г. представлена на рис. 7.1.

177

Видно, что по состоянию на середину 1960-х гг. магнитные полюса действительно не совпадают с географическими полюсами и располагаются в точках с координатами: Северный магнитный полюс, расположен в южном полушарии: ϕ = 71,20,S, λ = 150,80E, Южный магнитный полюс, расположен в северном полушарии: ϕ =70,50,N, λ = 980W.

Рис. 7.1. Напряженность магнитного поля Земли, мЭ, по состоянию на 1965 год [Таблицы …, 1976,

с. 997].

Данные о модуле напряженности геомагнитного поля (в нТл, 104 нТл = 0,1 Э) по состоянию на середину 1980-х гг. [Паркинсон, 1986] представлены на рис. 7.2.

Рис. 7.1 и 7.2 дают общее представление о морфологии геомагнитного поля. Видим, что поле имеет довольно сложный характер, оно представляет собой не просто дипольное поле. (Дипольное поле должно характеризоваться достаточно равномерной (без «сгущений» и «разряжений») сеткой геомагнитных широт и долгот с центрами в геомагнитных полюсах, близкой сетке географических долгот и широт с центрами в географических полюсах). На рис. 7.2 хорошо различимы четыре аномальных участка, захватывающих области с линейными размерами в несколько тыс. км каждая, называемые главными магнитными аномалиями – два в северном полушарии: Канадский и Сибирский, и два в южном: Бразильский и Южный.

На более детальных картах других элементов геомагнитного поля можно выделяются и большее количество крупномасштабных аномалий. Так в работе [Стейси, 1972, с. 148] выделяется 8-10 таких аномалий, в работе [Хмелевской, 2007, с. 44] вполне определенно говорится о шести «крупных, соизмеримых с площадью материков, положительных и отрицательных аномалиях с амплитудой (0,1-0,2)·105 нТл» - материковых, по сути, главных, магнитных аномалиях.

178