Лекция: Земной магнетизм и его значение. Земной магнетизм и его элементы. Магнитные направления Какое значение имеет земной магнетизм

Земной магнетизм - это свойство Земли (как космического тела), обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля. Из других планет доказательства существования магнитного поля имеются для Юпитера. Измерения на американском космическом аппарате «Маринер-4» показали, что дипольный магнитный момент Марса меньше 3 1O -4 магнитного момента Земли. На Венере и Луне магнитные поля отсутствуют. В 1912 г. было обнаружено магнитное поле Солнца, а в 1947 г. и других звезд.

По данным космических измерений на больших расстояниях магнитное поле Земли (магнитосфера) простирается за пределы планеты на несколько земных радиусов, причем на освещенной Солнцем стороне Земли оно значительно сжато.

На расстоянии 10 земных радиусов близ линии, соединяющей Солнце и Землю, регулярное магнитное поле Земли переходит в нерегулярное, или хаотическое, поле. Граница между регулярным и хаотическим полем называется магнитопаузой. Она, по-видимому, стабильна относительно потока солнечного ветра. Хаотическое поле представляет собой переходную область между магнитопаузой и невозмущенным межпланетным полем, расположенным на расстоянии около 14 земных радиусов (также близ линии Солнце - Земля). Напряженность магнитного поля Земли изменяется обратно пропорционально кубу расстояния.

С захватом магнитным полем Земли заряженных частиц (электронов и протонов) связано наличие двух радиационных поясов, обнаруженных с помощью счетчика Гейгера во время многочисленных зондирований, выполненных на космических кораблях и спутниках.

В связи с дипольным характером геомагнитного ноля радиационные пояса имеют вид рогов полумесяца (точнее, тороидальную форму вследствие дрейфа частиц по долготе, обусловленного неоднородностью магнитного поля). Внутренний радиационный пояс, по-видимому, стабилен во времени, внешний подвержен сильным изменениям, в частности во время магнитных бурь.

Нагляднее всего магнитное поле Земли проявляется своим действием на магнитную стрелку, которая в любой точке земной поверхности устанавливается в определенном направлении (на этом основано устройство компаса) при различных склонениях и наклонениях.

Склонение - угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана данного места. Склонение может быть восточным и западным, причем величина его меняется в разных районах. Линии, соединяющие на картах точки с одинаковым склонением, называются изогонами. Наклонение - угол наклона магнитной стрелки к горизонту. В северном полушарии вниз опущен северный конец стрелки, в южном - южный. Линии, соединяющие точки одинакового наклонения, называются изоклинами. Изоклина, на которой наклонение равно нулю, называется магнитным экватором. Магнитный экватор пересекает географический экватор на 169° в. д. и на 23° з. д. и отступает от него к югу в западном полушарии и к северу - в восточном. По направлению к северу и к югу наклонение увеличивается и достигает 90° в точках, называемых магнитными полюсами. В магнитных полюсах сходятся и все изогоны.

Магнитные полюса меняют свое положение из года в год. В их положении отмечаются также небольшие периодические суточные колебания. В 1970 г. положение Северного полюса определялось 78° 31" с. ш. и 70в01" з. д., а Южного - 78°31" ю. ш. и 109°59" в. д. Точно так же вековые, годичные и суточные колебания отмечаются и в магнитном склонении, причем вековые колебания достигают 30°. Кроме склонения и наклонения магнитное поле Земли характеризуется напряженностью, различной в разных участках и меняющейся во времени. Линии, соединяющие точки равной напряженности, называются изодинамами.

Напряженность магнитного поля увеличивается от магнитного экватора (0,4 э) (Э рстед (э) - единица измерения напряженности магнитного поля. Это - напряженность магнитного поля на расстоянии 2 см от бесконечно длинного прямолинейного проводника, по которому протекает ток силой в одну абсолютную электромагнитную единицу тока) к магнитным полюсам (0,7 э). Горизонтальная составляющая магнитного поля Земли H достигает наибольшей величины на магнитном экваторе (0,4 э) и убывает до нуля на магнитных полюсах. Вертикальная составляющая Z меняется от 0,7 э на магнитных полюсах до нуля на магнитном экваторе. Такое распределение элементов магнитного поля сближает его с полем однородно намагниченного шара, точнее, с полем магнитного диполя, расположенного в центре Земли, ось которого отклонена от оси вращения Земли на 11,5°.

Однако наблюдаемое магнитное поле Земли заметно отличается от дипольного наличием наложенных на него внешнего и недипольного полей. Внешнее поле связано с движением электрических зарядов в ионосфере и меняется в результате атмосферных приливов и солнечной деятельности (солнечных пятен). Среднеалгебраическая интенсивность его очень мала, хотя во время магнитных бурь может составлять несколько процентов от общего суммарного магнитного поля. Недипольная компонента определяется

при вычитании из наблюдаемого поля дипольной и внешней компонент. Недипольное поле состоит из неравномерно распределенных участков высокой и слабой интенсивности размером от 25 до 100°. Эти участки изменяются в размерах, и современные скорости их изменения показывают, что средний период жизни каждого из них достигает 100 лет. Недипольные элементы перемещаются по поверхности Земли к западу со скоростью 0,5° географической долготы в год.

Неустойчивое положение магнитных полюсов определяется влиянием неоднородного, быстро меняющегося недипольного поля: на магнитных полюсах недипольная горизонтальная составляющая полностью уничтожает горизонтальную составляющую дипольного поля. Точки на поверхности Земли, на которые направлен диполь, называются геомагнитными полюсами. Современные координаты северного геомагнитного полюса - 78,5° с. ш. и 69° з. д. Его положение не изменилось за период, для которого имеются измерения, тогда как положение магнитного полюса менялось относительно быстро, соответственно с изменениями недипольной составляющей.

Отклонения наблюдаемого распределения элементов земного магнетизма от среднего для данной местности называются магнитными аномалиями. По размерам аномалии делятся на региональные и местные. Региональные аномалии распространяются на огромные регионы, и действительные причины их возникновения не выяснены. Местные аномалии распространяются на области от нескольких квадратных метров до нескольких десятков тысяч квадратных километров и вызываются обычно залежами магнитных пород и руд. Крупнейшая в мире местная магнитная аномалия охватывает Курскую область и прилегающие районы.

На Курской аномалии известно несколько местных магнитных полюсов - участков, в которых магнитное наклонение равно 90°, и склонение равно нулю (стрелка компаса останавливается на любом азимуте). Значения магнитного склонения меняются от 0 до 180°, а наклонения - от 40 до 90°. Курская аномалия вызвана наличием.на некоторой глубине залежей железистых кварцитов.

Таким образом, магнитные аномалии определяются различными магнитными свойствами горных пород, в различной степени намагничивающихся в магнитном поле Земли, и, следовательно, ориентировка их намагниченности должна быть параллельна этому полю. Оказалось, однако, что горные породы часто обладают остаточной намагниченностью, которая далеко не всегда параллельна современному магнитному полю Земли и бывает сильнее современной индуцированной намагниченности.

В слабом магнитном поле Земли (0,5 э) остаточная намагниченность появляется при температуре Кюри в процессе застывания магмы и охлаждения раскаленных горных пород. Такая намагниченность называется термоостаточной. Она ориентирована параллельно силовым линиям магнитного поля Земли, существовавшего во время застывания намагниченной горной породы. Главная часть естественной остаточной намагниченности изверженных горных пород является термоостаточной намагниченностью.

При выпадении осадков ранее намагниченные ферромагнитные частицы поворачиваются в направлении магнитного поля Земли и сохраняют эту ориентировку после уплотнения осадка и превращения его в осадочную породу; т. е. и в осадочных породах остаточная намагниченность параллельна магнитному полю Земли, существовавшему во время их образования. Таким образом, направление остаточной намагниченности горных пород соответствует направлению магнитного поля Земли в момент их образования, и, зная возраст намагниченных пород, можно восстановить положение магнитного меридиана и полюсов для этого времени.

Конечно, остаточная намагниченность может образоваться и иными путями, например при ударах молний возникают сильные магнитные поля, вызывающие в горных породах изотермическую остаточную намагниченность, ориентировка которой может не совпадать с ориентировкой магнитного поля Земли. Химические изменения горных пород и минералов (например, переход гематита в магнетит) в магнитном поле Земли сопровождаются появлением остаточной намагниченности, сходной с термостатической, хотя и не столь интенсивной. Эти и некоторые другие виды намагниченности могут возникнуть значительно позднее образования горных пород, и время их появления обычно не устанавливается. Однако «намагниченности, возникающие в результате различных процессов, обладают весьма различными свойствами, которые, как правило, могут быть определены в лабораторных условиях» (А. Кокс, Р. Долл. Обзор явлений палеомагнетизма. M., 1963, с. 239).

Происхождение магнитного поля. Гипотезы, связывающие магнитное поле Земли с ее остаточной намагниченностью, встречают серьезные возражения:

1) геологические процессы в земной коре и верхней мантии протекают медленно и с ними трудно увязать большую скорость изменения недиполыюго поля и его перемещения в западном направлении со скоростями до 20 км/год;

2) для обеспечения современной интенсивности магнитного поля Земли недостаточно ферромагнитного материала, температура которого ниже точки Кюри (температура земных недр на глубине более 25 км в подавляющем большинстве случаев, вероятно, выше 750° С, и, следовательно, только внешняя оболочка планеты может обладать остаточной намагниченностью).

Поэтому в настоящее время широким признанием пользуется теория происхождения земного магнетизма, предложенная Эльзассером - Френкелем (1956 г.), согласно которой жидкое ядро во вращающейся Земле действует как самовозбуждающаяся динамо-машина. Быстрое изменение недипольного поля объясняется как результат вихревых движений жидкости у границы ядра и мантии, а перемещение его в западном направлении связывают с меньшей угловой скоростью внешней зоны ядра по сравнению с мантией. Динамометрия была успешно применена для объяснения свойств магнитных полей Солнца и некоторых звезд, была предсказана также корреляция между магнитным полем Солнца и осью его вращения. В после нее время она нашла подтверждение в отсутствии магнитного поля у медленно вращающихся планет - Венеры и Луны.

Согласно этой теории ось вращения Земли и средняя ось магнитного поля Земли должны совпадать, т. е. смещение во времени геомагнитных полюсов происходит одновременно со смещением географических полюсов - вывод чрезвычайно важный для геологии. Изучение остаточного магнетизма (палеомагнетизма) показало, что положение магнитных и близких к ним географических полюсов на протяжении геологической истории Земли менялось весьма существенно, что полностью согласуется с палеогеографическими и палеоклиматическими данными (в позднем палеозое, например, полюса находились в современной экваториальной области, где имело место мощное покровное оледенение). Мало того, определение положения полюсов одних и тех же геологических эпох, произведенное в разных точках одного материка, дает обычно хорошее совпадение. Однако данные, полученные на разных материках, систематически расходятся и расхождение увеличивается от более поздних геологических периодов к более ранним. Совмещение полюсов, определенных на разных материках, приводит к объединению этих материков в единый континентальный массив. «Так, - пишет В. Е. Хаин, - гипотеза мобилизма, совсем было уже забытая, получила неожиданное и притом весьма эффективное подтверждение» (В. Е. Хаин. «Природа», № 1, 1970, с. 7-19).

Изучение магнитных аномалий имеет большое практическое значение. Магнитометрические методы в настоящее время широко применяются в практике поисков и разведки магнитных железных руд, бокситов, полиметаллических сульфидных руд, если в них присутствуют ферромагнитные минералы, и других полезных ископаемых. Магнитометрические методы с успехом применяются также при геологической съемке для выяснения некоторых структур, подземного рельефа и др. Это наиболее дешевый и быстрый из всех геофизических методов разведки и поисков.

При вращении Земли вокруг собственной оси жидкий слой внешнего ядра позволяет мантии и твердой коре вращаться быстрее внутреннего ядра. В результате электроны в ядре движутся относительно электронов в мантии и коре. Это движение электронов образует природное динамо. Оно и создает магнитное поле, аналогичное полю катушки индуктивности .

Магнитная ось Земли под углом около 11° наклонена к ее географической оси. Она непрерывно меняет свой угол наклона, но настолько медленно, что на протяжении нескольких десятков тысяч лет почти сохраняет свое относительное положение.

Стрелка на компасе отклоняется несколько в сторону от географических полюсов. Угол между магнитным меридианом и географическим изменяется от одного района к другому. Небольшие отклонения магнитного поля, вероятно, обусловлены локальными вихревыми движениями во внешнем ядре , на стыке ядра и мантии. Аналогичный эффект могут вызывать крупные тела намагниченных пород и руд в земной коре.

Геомагнитное поле подвержено воздействию солнечного ветра - потока электрически заряженных частиц, испускаемых Солнцем. Попадая в наружную атмосферу Земли, эти частицы вызывают небольшие изменения ее магнитного поля вблизи земной поверхности, которые носят систематический (как ночные и дневные) или нерегулярный (как магнитные бури) характер.

Земное магнитное поле в прошлом

Под действием магнитного поля планеты горные породы намагничивались во время формирования, сохраняя эту намагниченность в следующие эпохи. Это явление называется палеомагнетизмом . При нагревании породы, как и постоянный магнит, теряют свою намагниченность. Остывшие породы вновь намагничиваются земным полем. Эта естественная остаточная намагниченность ориентирована параллельно силовым линиям геомагнитного поля, существовавшего во время образования пород. Поэтому в породах навсегда запечатлено направление того поля, которое действовало в момент их застывания, что может быть использовано для изучения геологической истории магнитного поля Земли .

Техника палеомагнитных исследований заключается в измерении естественного остаточного магнетизма в высверленных из массива пород цилиндрических столбиков. Полученные палеомагнитные координаты образцов позволяют определить первоначальное местоположение пород. Палеомагнитные координаты , выраженные в магнитных широтах, подобны географическим широтам (но только по отношению к магнитному полюсу) и относятся к положению магнитного полюса в период намагничивания породы. Данные, полученные в результате такого рода измерений, свидетельствуют о том, что долгое время магнитные полюсы «блуждали», меняя свое положение. Блуждание полюсов на материках фиксируется по-разному. Но для определенного периода геологической истории полярные направления, установленные на разных материках, могут быть совмещены в одну линию, если представить себе эти материки в иных, чем сегодня, положениях. Именно таким путем удалось установить и нанести на карту путь дрейфа материков . Результаты, полученные с помощью этого метода, довольно хорошо согласуются с другими свидетельствами континентального дрейфа - спредингом морского дна и данными, полученными при изучении горных пород и окаменелостей, характеризующими палеоклиматические условия.

Полярность остаточной намагниченности («ископаемого» магнитного поля) горных пород, сформированных в короткие промежутки времени, оказывается обратной. Этот факт объясняется не поворотом материка на 180° (на это понадобилось бы слишком много времени), а изменением полярности геомагнитного поля . Такая перемена направления земного магнитного поля называется обращением или инверсией. Инверсии отмечают границы периодов геологической истории, в течение которых геомагнитное поле сохраняло постоянную полярность. Периоды эти имели различную продолжительность. Возрастное датирование инверсий (путем изучения распада радиоактивных изотопов в горных породах) позволило создать палеомагнитную шкалу геологического времени. Эта шкала может быть использована для определения возраста пород посредством анализа их остаточной намагниченности. Сопоставление палеомагнитной шкалы времени с «магнитными аномалиями» морского дна подтвердило гипотезу спрединга.

Магнито- и электроразведка

Многие рудные тела и породы, богатые магнитными минералами, создают сильное локальное магнитное поле. Это их свойство используется при геофизических поисках и разведке месторождений полезных ископаемых. С помощью чувствительных приборов - магнитометров выявляют промышленно-ценные скопления минералов. Существует также метод, использующий естественные электрические токи, которые возникают между земной поверхностью и рудным телом благодаря просачивающимся грунтовым водам. Взаимодействие таких токов с геомагнитным полем поддается измерению и служит основой для обнаружения месторождений.

У Земли есть магнитное поле, причины существования которого не установлены. Магнитное поле имеет два магнитных полюса и магнитную ось. Положение магнитных полюсов не совпадает с положением географических. Магнитные полюсы расположены в Северном и Южном полушариях несимметрично относительно друг друга. В связи с этим линия, соединяющая их, - магнитная ось Земли образует с осью ее вращения угол до 11°.

Магнетизм Земли характеризуется магнитной напряженностью, склонением и наклонением. Магнитная напряженность измеряется в эрстедах.

Магнитным склонением называется угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана в данном месте. Поскольку магнитная стрелка указывает направление магнитного меридиана, то магнитное склонение будет соответствовать углу между магнитным и географическим меридианами. Склонение может быть восточным и западным. Линии, соединяющие на карте одинаковые склонения, называются изогонами. Изогона склонения, равного нулю, называется нулевым магнитным меридианом. Изогоны исходят из магнитного полюса, расположенного в Южном полушарии, и сходятся в магнитном полюсе, находящемся в Северном полушарии.

Магнитным наклонением называется угол наклона магнитной стрелки к горизонту. Линии, соединяющие точки с равным наклонением, называются изоклинами. Нулевая изоклина называется магнитным экватором. Изоклины, подобно параллелям, вытягиваются в широтном направлении и изменяются от 0 до 90°.

Плавный ход изогон и изоклин в некоторых местах земной поверхности довольно резко нарушается, что связано с существованием магнитных аномалий. Источниками таких аномалий могут служить крупные скопления железных руд. Самая крупная магнитная аномалия - Курская. Магнитные аномалии могут быть вызваны также разрывами в земной коре - сбросами, взбросами, в результате чего происходит соприкосновение пород с различными магнитными характеристиками, и т. п. Магнитные аномалии широко используются для поиска месторождений полезных ископаемых и изучения строения недр.

Величины магнитных напряженностей, склонений и наклонений испытывают суточные и вековые колебания (вариации).

Суточные вариации вызываются солнечными и лунными возмущениями ионосферы и проявляются больше летом, чем зимой, и больше днем, чем ночью. Гораздо значительнее интенсивность

вековых вариаций. Считается, что они обусловлены изменениями, происходящими в верхних слоях земного ядра. Вековые вариации в разных географических точках различны.

Внезапные, длящиеся несколько суток магнитные колебания (магнитные бури) связаны с солнечной активностью и наиболее интенсивно проявляются в высоких широтах.

§ 4. Теплота Земли

Земля получает тепло из двух источников: от Солнца и из собственных недр. Тепловое состояние поверхности Земли почти полностью зависит от нагрева ее Солнцем. Однако под влиянием многих факторов происходит перераспределение солнечного тепла, попавшего на поверхность Земли. Различные точки земной поверхности получают неодинаковое количество тепла вследствие наклонного положения оси вращения Земли относительно плоскости эклиптики.

Для сравнения температурных условий введены понятия о среднесуточных, среднемесячных и среднегодовых температурах на отдельных участках поверхности Земли.

Наибольшие колебания температур испытывает верхняя толща Земли. Вглубь от поверхности суточные, месячные и годовые колебания температур постепенно уменьшаются. Толща земной коры, в пределах которой породы испытывают влияние солнечного тепла, называется гелиотермической зоной. Глубина этой зоны варьирует от нескольких метров до 30 м.

Под гелиотермической зоной располагается пояс постоянной температуры, где сезонные колебания температуры не сказываются. В районе Москвы он находится на глубине 20 м.

Ниже пояса постоянной температуры расположена зона геотермии. В этой зоне происходит повышение температуры с глубиной за счет внутренней теплоты Земли - в среднем на 1 °С на каждые 33 м. Этот интервал глубин называется „геотермической ступенью. Прирост температуры при углублении внутрь Земли на 100 м называется геотермическим градиентом. Величины геотермических ступени и градиента обратно пропорциональны и различны для разных районов Земли. Их произведение - величина постоянная и равна 100. Если, например, ступень равна 25 м, то градиент равен 4 °С.

Различия в величинах геотермической ступени могут быть обусловлены разной радиоактивностью и теплопроводностью горных пород, гидрохимическими процессами в недрах, характером залегания горных пород, температурой подземных вод, удаленностью от океанов и морей.

Величина геотермической ступени изменяется в широких пределах. В районе Пятигорска она равна 1,5 м, Ленинграда - 19,6 м, Москвы - 38,4 м, в Карелии - более 100 м, в районе Поволжья и Башкирии - 50 м и т. д. 14

Главным источником внутренней теплоты Земли является радиоактивный распад веществ, сосредоточенных в основном в земной коре. Предполагают, что теплота в ней увеличивается в соответствии с геотермической ступенью до глубины 15-20 км. Глубже происходит резкое возрастание величины геотермической ступени. Специалисты считают, что температура в центре Земли не превышает 4000 °С. Если бы величина геотермической ступени сохранилась одинаковой до центра Земли, то температура на глубине 900 км равнялась бы 27 000 °С, а в центре Земли достигла бы примерно 193 000 °С.

Вокруг Земли существуют разнообразные поля, наиболее существенное влияние на ГО оказывают гравитационное и магнитное.

Гравитационное поле на Земле – это поле силы тяжести. Сила тяжести – равнодействующая сила между силой притяжения и центробежной силой, возникающей при вращении Земли. Центробежная сила достигает максимума на экваторе, но и здесь она мала и составляет 1/288 от силы тяжести. Сила тяжести на земле в основном зависит от силы притяжения, на которую оказывает влияние распределение масс внутри Земли и на поверхности. Сила тяжести действует повсеместно на земле и направлена по отвесу к поверхности геоида. Напряженность гравитационного поля равномерно уменьшается от полюсов к экватору (на экваторе больше центробежная сила), от поверхности вверх (на высоте 36 000 км равна нулю) и от поверхности вниз (в центре Земли сила тяжести равна нулю).

Нормальным гравитационным полем Земли называется такое, которое было бы у Земли, если бы она имела форму эллипсоида с равномерным распределением масс. Напряженность реального поля в конкретной точке отличается от нормального, возникает аномалия гравитационного поля. Аномалии могут быть положительными и отрицательными: горные хребты создают дополнительную массу и должны бы вызвать положительные аномалии, океанические впадины, наоборот – отрицательные. Но на самом деле земная кора находится в изостатическом равновесии.

Изостазия (от греч. isostasios – равный по весу) – уравновешивание твердой, относительно легкой земной коры более тяжелой верхней мантией. Теория равновесия была выдвинута в 1855 г. английским ученым Г.Б. Эйри. Благодаря изостазии избытку масс выше теоретического уровня равновесия соответствует недостаток их внизу. Это выражается в том, что на определенной глубине (100-150 км) в слое астеносферы вещество перетекает в те места, где имеется недостаток масс на поверхности. Только под молодыми горами, где еще полностью компенсация не произошла, наблюдаются слабые положительные аномалии. Однако равновесие непрерывно нарушается: в океанах происходит отложение наносов, под их тяжестью дно океанов прогибается. С другой стороны, горы разрушаются, высота их уменьшается, значит, уменьшается и масса.

Гравитационное поле Земли для ее природы имеет чрезвычайно важное значение:

1. Сила тяжести создает фигуру Земли, она является одной из ведущих эндогенных сил. Благодаря ей, выпадают атмосферные осадки, текут реки, формируются горизонты подземных вод, наблюдаются склоновые процессы. Давление масс вещества, реализующееся в процессе гравитационной дифференциации в нижней мантии, наряду с радиоактивным распадом порождает тепловую энергию – источник внутренних (эндогенных) процессов, перестраивающих литосферу.

2. Земное тяготение уплотнило внутреннее вещество земли и, независимо от его химического состава, сформировало плотное ядро.

3. Сила тяжести удерживает газовую и водную оболочки планеты. Атмосферу планеты покидают только самые легкие молекулы – водорода и гелия.

4. Сила тяжести обуславливает стремление земной коры к изостатическому равновесию. Силой тяжести объясняется максимальная высота гор; считается, что на нашей Земле не может быть гор выше 9 км.

5. Астеносфера – размягченный теплом слой, допускающий движение литосферы, - тоже функция сила тяжести, поскольку расплавление вещества происходит при благоприятном соотношении количества тепла и величины сжатия – давления.

6. Шаровая фигура гравитационного поля определяет два основных вида форм рельефа на земной поверхности – конические и равнинные, которые соответствуют двум универсальным формам симметрии – конической и билатеральной.

7. Направление силы тяжести вниз, к центру Земли, помогает животным удерживать вертикальное положение.

Тепловой режим поверхностного слоя земной коры (в среднем до 30 м) имеет температуру, определяемую солнечным теплом. Это гелиометрический слой , испытывающий сезонные колебания температуры. Ниже – еще более тонкий горизонт постоянной температуры (около 20 м), соответствующий среднегодовой температуре места наблюдения. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает – геотермический слой . Для количественного определения величины этого нарастания двумя взаимно связанными понятиями. Изменение температуры при углублении в землю на 100 м называется геотермическим градиентом (колеблется от 0,1 до 0,01 0 С/м и зависит от состава горных пород, условий их залегания), а расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1 0 , называется геотермической ступенью (колеблется от 10 до 100 м/ 0 С).

Земной магнетизм – свойство Земли, обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля, вызванного процессами, происходящими на границе ядро-мантия. Впервые о том, что Земля – магнит, человечество узнало благодаря работам У. Гильберта.

Магнитосфера – область околоземного пространства, заполненная заряженными частицами, движущимися в магнитном поле Земли. Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Это внешняя граница магнитосферы.

В основе образования магнитного поля лежат внутренние и внешние причины. Постоянное магнитное поле образуется благодаря электрическим токам, возникающим во внешнем ядре планеты. Солнечные корпускулярные потоки образуют переменное магнитное поле Земли. Наглядное представление о состоянии магнитного поля Земли дают магнитные карты. Магнитные карты составляются на пятилетний срок – магнитную эпоху.

Нормальное магнитное поле было бы у Земли, будь она однородно намагниченным шаром. Земля в первом приближении представляет собой магнитный диполь – это стержень, концы которого имеют противоположные магнитные полюса. Места пересечения магнитной оси диполя с земной поверхностью называются геомагнитными полюсами . Геомагнитные полюсы не совпадают с географическими и медленно движутся со скоростью 7-8 км/год. Отклонения реального магнитного поля от нормального (теоретически рассчитанного) называются магнитными аномалиями. Они могут быть мировыми (Восточно-Сибирский овал), региональными (КМА) и локальными, связанными с близким залеганием к поверхности магнитных пород.

Магнитное поле характеризуется тремя величинами: магнитным склонением, магнитным наклонением и напряженностью. Магнитное склонение - угол между географическим меридианом и направлением магнитной стрелки. Склонение бывает восточным (+), если северный конец стрелки компаса отклоняется к востоку от географического, и западным (-), когда стрелка отклоняется к западу. Магнитное наклонение - угол между горизонтальной плоскостью и направлением магнитной стрелки, подвешенной на горизонтальной оси. Наклонение положительное, когда северный конец стрелки смотрит вниз, и отрицательное, если северный конец направлен вверх. Магнитное наклонение изменяется от 0 до 90 0 . Сила магнитного поля характеризуется напряженностью. Напряженность магнитного поля небольшая составляет на экваторе 20-28 А/м, на полюсе – 48-56 А/м.

Магнитосфера имеет каплевидную форму. На стороне, обращенной к Солнцу, ее радиус равен 10 радиусам Земли, на ночной стороне под влиянием «солнечного ветра» увеличивается до 100 радиусов. Форма обусловлена воздействием солнечного ветра, который, наталкиваясь на магнитосферу Земли, обтекает ее. Заряженные частицы, достигая магнитосферы, начинают двигаться по магнитным силовым линиям и образуют радиационные пояса. Внутренний радиационный пояс состоит из протонов, имеет максимальную концентрацию на высоте 3500 км над экватором. Внешний пояс образован электронами, простирается до 10 радиусов. У магнитных полюсов высота радиационных поясов уменьшается, здесь возникают области, в которых заряженные частицы вторгаются в атмосферу, ионизируя газы атмосферы и вызывая полярные сияния.

Географическое значение магнитосферы очень велико: она защищает Землю от корпускулярного солнечного и космического излучения. С магнитными аномалиями связан поиск полезных ископаемых. Магнитные силовые линии помогают ориентироваться в пространстве туристам, кораблям.

Понятие о массе и плотности Земли

Знание массы Земли позволяет определить массу Солнца, других планет Солнечной системы, Галактики и т. п.

Наиболее точными измерениями установлено, что масса Земли равна 5,98-10 27 г. Чтобы определить среднюю плотность Земли, достаточно ее массу разделить на объем. Средняя плотность Земли 5,517 г/см 3 . Так как плотность пород, залегающих на поверхности 12

Земли и на глубинах, достигнутых бурением, не превышает 3- 3,3 г/см 3 , то на больших глубинах плотность вещества должна достигать 12 г/см 3 .

§ 4. Теплота Земли