Файл: Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник.pdf

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