Магнитное поле Земли

Межпланетное магнитноеполе
Если бы межпланетное пространство быловакуумом, то единственными магнитными полями в нем могли быть лишь поля Солнцаи планет, а также поле галактического происхождения, которое простирается вдольспиральных ветвей нашей Галактики. При этом поля Солнца и планет в межпланетномпространстве были бы крайне слабы.
На самом деле межпланетноепространство не является вакуумом, а заполнено ионизованным газом, испускаемымСолнцем (солнечным ветром[1]). Концентрация этого газа 1-10 см-3,типичные величины скоростей между 300 и 800 км/с, температура близка к 105К (напомним, что тем­пература короны 2×106 К).
/>Поскольку газ солнечноговетра почти полностью иони­зованный, то его электропроводность очень велика (102Мо/см). Проводники с высокой проводимостью имеют особенность сопротивлятьсяизменению магнитного поля. Другими словами, проникновение магнитного поля втакой проводник невозможно.
Движущийся солнечный ветер будетуносить солнечное магнитное поле в межпланетное пространство. Так как по­токплазмы начинается в короне Солнца (или ниже нее), то в солнечном ветре имеютсямагнитные поля. Величина магнитных полей на Солнце составляет от 1 до 1000 Гс.
Поток солнечной плазмы«выметает» из внутренней части солнечной системы планетные и галактические маг­нитныеполя. Солнечный ветер будет «гнать» галактическое поле перед собой до тех пор,пока не будет достигнуто динамическое равновесие между давлением солнечного вет­раи давлением галактической среды. Это происходит на расстоянии от 10 до 100 астрономическихединиц[2] (а. е.). Следовательно, межпланетноепространство ограничено полостью в галактической среде, размеры которой даютверхнюю границу величины солнечно-межпланетного маг­нитного поля. Силовые линиимагнитного поля солнечного ветра про­стираются в межпланетное пространство за орбитуЗемли, при этом один их конец находится на Солнце. Характе­ристики солнечноговетра и межпланетных магнитных по­лей нерегулярны и асимметричны из-за волокнистойструк­туры короны, нерегулярностей магнитных полей в фото­сфере и т. д.
Радиальная компонентамежпланетного магнитного поля Вr должна уменьшаться обратно пропорционально квадратурасстояния от Солнца (т. е. как r-2).Она может быть выражена через величи­ну радиальной компоненты поля на поверхностиСолнца. Если на Солнце магнитное поле равно Br0= 0,5 Гс, то на расстоянии 1 а.е. поле .Br»1g.
Истечение   плазмы из Солнца происходит таким образом, что плазмапросто отталкивает силовые линии поля и покидает Солнце в ра­диальномнаправлении. Если бы Солнце не вращалось, то такое радиальное истечение плазмыпривело бы к тому, что силовые линии магнит­ного поля были бы также радиальны ипараллельны дви­жению частиц. Поскольку Солнце вращается, то маг­нитное поле приобретаетпоперечную компоненту (в пло­скостях, перпендикулярных оси вращения) и силовыели­нии магнитного поля становятся спиральными.
Направление спирального поляможно оценить, если предположить, что один конец силовой линии закреплен наСолнце и вращается вместе с ним. Тогда частицы, ко­торые непрерывно испускаютсяданной областью вращаю­щейся короны, будут двигаться в экваториальной плоскостипо спиралям Архимеда. (Это напоминает работу вращаю­щегося поливальногоустройства). Таким образом, меж­планетное магнитное поле приобретает ипоперечную ком­поненту Bj. Можно оценить, что вблизи орбиты Земли уголспирали с радиусом составляет около 45° и радиаль­ная и поперечная компоненты Bj=Br=1g.
Первые измерения магнитных полейза пределами маг­нитосферы Земли были проведены на спутнике «Пионер-1» воктябре 1958 г. Они позволили установить существова­ние и положение областиперехода от внешней части гео­магнитного поля к межпланетному пространству. Этирезультаты были подтверждены измерениями на других ИСЗ. Экспериментально былоустановлено, что имеются значительные нерегулярности, наложенные на спиральноемежпланетное поле.
Спутниковые измерениямежпланетного магнитного поля выявили тесную связь между величиной магнитногополя, перпендикулярного оси вращения аппарата (по­перечной составляющей В^), и значением магнитногоиндекса К или А.
Перед началом и в период геомагнитных бурь вели­чина В^ увеличивается на порядок и приобретает болеенерегулярный характер, чем в спокойные периоды.
Это объясняется тем, что плазмаиз возмущенных об­ластей на Солнце может уносить в межпланетное про­странствоболее интенсивные и более нерегулярные поля. А это приводит к появлениюнерегулярностей в спокойном межпланетном поле, что подтверждают измерения наспут­никах.
Обнаружена также прямаякорреляция между изме­нениями межпланетного поля по данным спутников и сол­нечнойактивностью. По этим данным была оценена средняя скорость распространениявозмущения, равная ~1000км/с.
Вектор межпланетного магнитногополя имеет радиаль­ную составляющую Вr, направленную или от Солнца(знак +), или к Солнцу (знак –). Межпланетное про­странство разделено на чередующиесяспиральные секто­ры, в каждом из которых радиальная компонента направ­лена либонаружу, либо вовнутрь.
В пределах каждого сектораскорость солнечного ветра и плотность частиц систематически изменяются. Наблю­денияс помощью ракет показывают, что оба параметра резко увеличиваются на границесектора. В конце второго дня после прохождения границы сектора плотность оченьбыстро, а затем, через два или три дня, медленно начинает расти. Скоростьсолнечного ветра уменьшается медленно на второй или третий день последостижения пика. Сек­торная структура и отмеченные вариации скорости и плот­ноститесно связаны с магнитосферными возмущениями. Секторная структура довольноустойчива, поэтому вся структура потока вращается с Солнцем по крайней мере втечение нескольких солнечных оборотов, проходя над Землей приблизительно черезкаждые 27 дней.Магнитноеполе земли
Английский ученый УильямГильберт, придворный врач королевы Елизаветы, в 1600 г. впервые показал, чтоЗемля является магнитом, ось которого не совпадает с осью вращения Земли.Следовательно, вокруг Земли, как и около любого магнита, существует магнитноеполе. В 1635 г. Геллибранд обнаружил, что поле земного маг­нита медленноменяется, а Эдмунд Галлей провел первую в мире магнитную съемку океанов и создалпервые миро­вые магнитные карты (1702 г.). В 1835 г. Гаусс провел сферическийгармонический анализ магнитного поля Земли. Он создал первую в мире магнитную обсерваториюв Гёттингене.
/>О распределениисиловых линий магнитного дипольного поля и о магнитных полюсах наклонения Пс,Пю можно судить по рисунку.
Составляющие геомагнитного поляопределены следую­щим образом. В любой точке О вектор напряженностимагнитного поля В может быть разложен на составляющие, как это показанона рисунке. Можно выбрать в качестве составляющих абсолютную величину полноговектора В (модуль) и два угла: D и I. Угол D образован направле­нием насевер и горизонтальной составляющей вектора В, т. е. Н; I – это угол между В и Н,Угол D считается по­ложительным, если Н отклоняется к востоку, а I положи­тельнопри отклонении В вниз от горизонтальной плоско­сти. Величина D называетсямагнитным склонением, а I – ­наклонением. Вертикальная плоскость, которая проходит через Н, именуетсяместной магнитной меридиональной плоскостью.
Используется также разложение Вна северную (X) и восточную (Y) составляющие вектора Н. Третьей служит вертикальная составляющая Z, которая считаетсяположительной, если В направлено вниз. Напряженности B, H, Z, X, Y измеряютсяв гауссах (Гс) или гаммах (g). 1g=10-5Гс. Углы D и I измеряются в дуговых градусах и минутах. Все приведенныесемь величин В, Н, D, I, X, У, Z называются магнитными элементами. Соотношениямежду ними ясны из рисунка.
H=Bcos I,                    Z=B sin I=H tg I,
X=Hcos D,                  Y=H sin D,
X2+Y2=H2              X2+Y2+Z2=H2+Z2=B2
Ясно, что для полного описаниявектора В достаточно иметь три независимых элемента. По ним могут бытьрас­считаны все остальные.
Обычная стрелка магнитногокомпаса уравновешивает­ся, вращаясь горизонтально на вертикальной оси. В север­нойполусфере Земли почти везде северный полюс магнитной стрелки направлен вниз (т.е. I положительно), а в южном полушарииI отрицательно, поскольку внизнаправлен южный полюс стрелки. Линия, которая разде­ляет области положительногои отрицательного I, назы­ваетсямагнитным экватором или экватором наклонения. Естественно, что на ней I=0, т. е. магнитная стрелка в лю­бойточке на этой кривой располагается горизонтально.
На полюсах магнитного наклонениягоризонтальная компонента полного вектора В исчезает и магнитная стрел­каустанавливается вертикально. Эти точки еще называют полюсами наклонения. Такихточек в принципе может быть несколько. Две основные из них обычно называютсямагнитными полюсами Земли. Они расположены в Арк­тике и в Антарктиде.Координаты их 75°,6 с. ш., 101° з. д. и 66°,3 ю.ш., 141° в. д. Местоположениемагнитных по­люсов не является постоянным. Приведенные выше коор­динатыотносятся к эпохе 1965 г.
Чтобы определить азимут[3] вектора Н, нужновыбрать некоторое нулевое направление, от которого можно отсчи­тывать магнитноесклонение D. За такое направление при­нято направление на северный географическийполюс. Та­ким образом, D определяется относительно условного на­правления,поскольку ось вращения Земли не связана не­посредственно с конфигурацией геомагнитногополя. То же относится и к элементам Х и Y. Поэтому D, X, Y назы­вают относительными магнитнымиэлементами, тогда как H, Z и I именуются собственными магнитными эле­ментами.
/>Несколько слов омагнитных картах. Обычно через каждые 5 лет распределение магнитного поля наповерх­ности Земли представляется магнитными картами трех или более магнитныхэлементов. На каждой из таких карт проводятся изолинии, вдоль которых данныйэлемент имеет постоянную величину. Линии равного склонения D назы­ваются изогонами, наклоненияI – изоклинами, величины полной силыВ – изодинамическими линиями или изодинами. Изомагнитные линии элементов H, Z, Х и Y назы­ваются соответственно изолиниями горизонтальной, вер­тикальной,северной или восточной компонент.
Направление оси магнитногодиполя практически не меняется с 1829 г. При этом магнитный момент диполясистематически уменьшался. Его уменьшение может быть аппроксимировано выражением
m=(15,77-0,003951t)×1025 Гс×см3,
где t — время в годах, отсчитываемое вперед пли назад от 1900 г. н. э. По этойформуле можно рассчитать, что если уменьшение магнитного момента будет продолжатьсяс та­кой же скоростью, то к 3991 г. магнитный момент станет равным нулю.
Мы будем постоянно иметь дело сгеомагнитными си­ловыми линиями, а также различного рода координатами.
Геомагнитные дипольныекоординаты — это дополнение к широте q’ и восточной долготе j'. Они определяются относительнополярной оси и нулевого меридиана. Если точка Р имеет географические координатыq и j, то гео­магнитные координатымогут быть вычислены по следую­щим формулам:
cosq’=-cosq cosq0 — sinq sinq0 cos(j-j0),
sinj’=sinq × sin(j-j0) cosecq’.
Магнитное склонение дипольногополя Y – это угол, обра­зованный магнитными географическим меридианами в точке Р. Он определяется из выражения
sin(–y)= sinq0(sin(j-j0)/sinq’)
Существуют таблицы,которые содержат геомагнитные координаты сетки точек, расположенных черезровные угловые интервалы в географических координатах q и j. Имеются также сетки географических и геомагнитныхкоординат. По этим сеткам можно легко найти геомагнит­ные координаты любойточки с известными географически­ми координатами, и наоборот.
Обратный переход от геомагнитныхкоординат к геогра­фическим можно произвести по формулам
cosq=cosq’ × cosq0 – sinq’ × sinq0cosj’
Если рассматривать толькодипольную часть геомагнит­ного поля в любой точке Р с геомагнитнымикоординатами q’ и j', топотенциал V1, описываемый членами первогопорядка, равен V1= –m(cosq/r2) Tак как V1 не зависит от долготы, то восточная компонента дипольного поля В рав­нанулю. Северная Я и вертикальная Z составляющие поля получаются равными
H=m(sinq’/r3)=H0(a/r)3sinq’,
Z=2m(cosq’/r3)=Z0(a/r)3cosq’; Z0=2H0
где Z0и Н0– максимальныезначения Z и H нагеоцентри­ческой сфере радиуса а, содержащей точку Р. H0соответ­ствует полю нагеомагнитном экваторе, а Z0– на северном полюсе. На южном полюсе Z= –Z0.
Наклонение I имагнитную широту l' можно опреде­лить из следующих уравнений:
tgI=(Z/H)2ctgq’,   tgl'=1/2tgI.
Каждая силовая линия дипольногополя лежит в плоскости геомагнитного меридиана. Ее уравнение
r=re×sin2q’
где re – радиальное расстояние, на котором данная сило­ваялиния пересекает плоскость геомагнитного экватора, с величиной поля равной m/re3 Величинуre, можно принять за параметр, определяющий силовуюлинию.Напряженность поля в точке Р можноопределить через параметр силовой линии
/>B=ÖH2+Z2=mc/r3=m/re3 × c/sin6q’=Bec/sin6q’,
Bc=m/re3
Представление геомагнитного поляцентральным ди­полем только лишь первое весьма грубое приближение. Используяболее высокие члены разложения по сфериче­ским гармоникам, можно построитьгеомагнитную систему координат, лучшую, чем дипольная. Так, если использоватьнаряду с дипольными еще пять старших сферических гар­монических членов ирассчитать геометрическое место то­чек пересечения земной поверхности садовымилиниями, которые располагаются в экваториальной плоскости на расстояниипяти-шести радиусов Земли, то полученная таким образом линия хорошо совпадает сзоной полярных сияний.
Было также показано, что еслипроектировать по силовым линиям на поверхность Земли лежащие в плоско­стиэкватора геоцентрические окружности с радиусами Lc=a cosec2qc, то полученные таким путем широты qc упорядочивают явления в полярной шапке лучше, чемдипольные геомагнитные широты.
Часто используют «исправленные»геомагнитные коор­динаты при описании различных авроральных явлений ипоглощения космического радиоизлучения в полярной шап­ке. Они были рассчитаныХакурой на основе исследований Халтквиста. Дальнейшее усовершенствование этих«ис­правленных» геомагнитных координат выполнил Густавсон, использовавкоэффициенты разложения поля на эпоху 1965 г.
При объяснении некоторыхявлений, которые связаны с суточными вариациями полярных сияний, было введенопонятие геомагнитных полуночи и полудня. Затем появи­лось и более общее понятиегеомагнитного времени.
Если данная точка определенагеографическими коор­динатами q и j и геомагнитнымикоординатами q' и j', тогеомагнитное время может быть выражено соотноше­нием 15°t’=j’H – j’. Здесь j’H – геомагнитная долгота полу­дняв данный момент времени. Геомагнитное время t' от­считывается от геомагнитного полудня и относительноистинного положения Солнца Н.
Используя схему определения«геомагнитного времени» в системе геомагнитных координат, приведем пример егорасчета. Если в Гринвиче истинное время tG, в точ­ке Р местное истинноевремя составит tG+j/15°, то геогра­фическая долготаистинного положения Солнца будет 180° – 15° tG. Отсюда, учитывая также полярныйугол этого положения (который определяется как 90°– d, где d обо­значает склонение Солнца),геомагнитную долготу j’H мож­но рассчитать по приведенным выше формулам. Гринвич­ское среднеевремя в этот момент будет tG– e, где е обозна­чает «уравнение времени».
/>Вернемся крисунку. Там показан круг с угловым радиу­сом 90°– d, который описывает положениеСолнца на зем­ной поверхности. Дуга большого круга, проведенная через точку Р игеомагнитный полюс В, пересекает этот круг в точках H’n и H’m,которые указывают положение Солнца соответственно в моменты гео­магнитного полудняи геомаг­нитной полуночи точки Р. Эти моменты зависят от широты точки Р. ПоложенияСолнца в местные истинные полдень и полночь указаны точками Hn и Нm соответственно. Когда d по­ложительно (лето в северномполушарии), то утренняя поло­вина геомагнитных суток не равна вечерней. В высокихши­ротах геомагнитное время мо­жет очень сильно отличаться от истинного илисреднего вре­мени в течение большей части суток.
Говоря о времени и систе­махкоординат, скажем еще об учете эксцентричности магнитного диполя. Эксцентрич­ныйдиполь медленно дрейфует наружу ( к северу и к западу) с 1836 г. Экваториальнуюплоскость он пересел? примерно в 1862 г. Его траектория по радиальной проек­циирасположена в районе о-ва Гилберта в Тихом океане.
Ось эксцентрического диполя,проведенная через точ­ку О' параллельно АВ, пересекает поверхность Земли вточках В' и A, которые расположенысоответственно вблизи В и А. В этих точках наклонение поля эксцентри­ческогодиполя не равно нулю. Полоса наклонения поля эксцентрического диполя (точки В иА) находится в ме­ридиональной плоскости ВО'А несколько дальше от точек В и А.Западная долгота этой плоскости в геомагнитной системе координат возросла с110° в 1836 г. до 143° в 1965 г. Углы ВОВ' и АОА' за этот же промежуток времениувеличились с 2,4° до 40°. Углы ВОВ" и АОА", как правило, не равныдруг другу: в 1836 г. они составля­ли 7,2° и 5,5°, а в 1965 г.- 11,8° та.13,2°.
Геомагнитные индексы.Геомагнитная активность опи­сывается различными геомагнитными индексами, исполь­зуемымив геомагнетизме, физике ионосферы, солнечной физике, физике полярных сияний. Магнитныеобсервато­рии всего мира посылают свои индексы в Международный центр Де Бильт(Нидерланды), который связан с Постоян­ной Службой геомагнитных индексов вГёттингене (ФРГ). Эти локальные индексы — основа планетарных индексов.Остановимся на них подробнее.
Индексы С и Сi. Магнитограмма на каждой обсерва­торииза каждые сутки (начало суток отсчитывается от 00 ч гринвичского времени) оцениваетсяпо степени возмущенности магнитного поля баллами 0, 1 или 2. Баллы выбираютсяпростым просмотром магнитограмм. Это и есть индекс С для данных суток даннойобсерватории. Затем индексы С поступают в единый центр и там усредняются сточностью до 0,1 для каждых суток. Так определяется значение международногоежедневного индекса Сi. Индек­сы Ciимеют градации через 0,1, в результате чего полу­чается 21-балльнаяклассификация гринвичских суток (от 0,0 для спокойных дней до 2,0 длявозмущенных).
Чаще всего в анализахиспользуются индексы k и kр. Эти индексы определяются для3-часовых интервалов, т. е. имеется восемь значений индексов для каждых грин­вичскихсуток. При определении k-индексов берутся три компоненты магнитного поля: Н, D и Z. Для каждой ком­поненты оценивается амплитуда r в течение 3-часового интервала.Наибольшая из трех амплитуд в каждом вре­менном интервале употребляется длявывода k-индекса. Составлены таблицы,дающие пределы r, определяемыеполулогарифмической шкалой, для каждой обсерватории и для каждой из 10 величинk (0,1,... 9). Эта связь меж­ду r и k выбирается такой, чтобы весь диапазон измене­ния геомагнитнойактивности, от самых спокойных усло­вий до самой мощной бури, можно было выразитьв шкале, состоящей из одной цифры. Нижний предел r для k=9 в зависимости от общего уровня геомагнитной активности являетсябольшим или меньшим. В зоне полярных сияний этот предел равен 2500g, тогда как для обсерваторий низ­кихширот 300g. Так определяется местный (локальный) индекс k.
Планетарный индекс k или kp – индекс Бартельса слу­жат длявыражения характеристики планетарной геомаг­нитной активности. Исправленные истандартизованные значения k подготавливаются Постоянной службой в Гёт­тингенедля каждой из 12 выбранных обсерваторий, рас­положенных в северном и южном полушариях.Среднее значение k-величинэтих 12 обсерваторий и дает величину kp-индекса. Он называется планетарным трехчасовым ин­дексом и выражается вшкале с точностью до 1/3:
00, 0+, 1–,1о, 1+, 2-, 2о, 2+, 3-,3о, 3+… 9-, 9о, 9+.
Всего получится 28 баллов.
Ежедневный индекс Skр получается суммированиемвеличин за 8 3-х часовых интервалов суток.
kр-индекс обладаетполулогарифмической связью с ам­плитудой r. Если перевести kp в линейную шкалу, то по­лучитсяар-индекс. Имеется таблица для пересчета индек­сов kp виндексы аp.Сумма восьми величин аp для каж­дого дня дает ежедневный Aр-индекс.
На основании индексов Арможно рассчитать индек­сы Ср, которые имеют величины от 0,0 до 2,0через 0,1 (всего 21 величины). Имеется таблица пересчета Ар в Ср.
На основании индекса Сррассчитывается индекс Сg (всего 10 величин: 0,1,… 9). Значения Ср разбиты надиапазоны, каждый из которых соответствует определен­ной величине С9(0,0-0,1; 0,2-0,3; 0,4-0,5; 0,6-0,7; 0,8-0,9; 1,0-1,1; 1,2-1,4; 1,5-1,8; 1,9;2,0-2,5).
Описанные индексы геомагнитногополя либо не учиты­вают, либо недостаточно учитывают структуру составляю­щихмагнитного поля и его частей. Поэтому они обычно не используются для детальныхколичественных исследова­ний. Существуют и другие, более детальные индексы.
Dst -индекс дает среднее по долготеуменьшение гори­зонтальной составляющей поля на низких широтах в еди­ницах g, которое пропорционально полнойкинетической энергии инжектированных частиц, захваченных в радиа­ционном поясе.Dst-индекс выражает амплитуду первого коэффициента гармоническогоряда, который получается при Фурье-разложении поля главной фазы магнитнойбури как функции геомагнитной долготы.
Индексы АЕ, AL и AU разработаны для получения интенсивности авроральнойэлектроструи в g. Они позво­ляют контролировать интенсивность полярной электро­струи повариациям горизонтальной компоненты магнитного поля на обсерваториях зоныполярных сияний и рав­номерно расположенных по долготе. АE-индекс получается суперпозициейэтих записей. Когда «произведена супер­позиция записей магнитного поля, торасстояние между верхней и нижней кривыми и есть AE-индекс. Верхняя огибающая дает АU-индекс, а нижняя огибающая – AL-индекс. Эти индексы можнополучить в неограниченном разрешении во времени. Но обычно достаточно иметь ихзначение через 2,5 мин.