Магнитное поле Земли N, S – сев. И юж. Географичес- кие полюса N M, S M –

SM – магнитные полюса
Земли (73°сш,100°зд)
NVM,SVM – истинные (физичес-
кие) геомагнитные

полюса
Земли (78.5°сш, 69.1°зд)

Эти полюса определяют путём магнитных измерений. Это фактические полюса.

Геомагнитный полюс

– рассчетный полюс – это точки пересечения оси диполя, помещённого в центре земного шара. Поле этого теоретического диполя хорошо описывает наблюдаемое магнитное поле на поверхности Земли.

Это поле эквивалентно полю шара (Земли) с эффективной однородной намагниченностью пород.

магнитным полем магнита, находящегося внутри планенты. Ось этого магнита (диполя)

отклонена от оси вращения Земли на 11.5°.
Точки пересечения этой оси с поверхностью определяют геомагнитные полюса
Земли (78.5°сш, 69.1°зд)

В то же время положение северного магнитного полюса соответствует координатам 73°с.ш., 100°з.д.

магнитное отклонение в данной точке поверхности, которое равно углу между

направлением на северный магнитный полюс (северный конец магнитной стрелки) и направлением на географический полюс.

В приполярных районах магнитное отклонение может быть большим и даже достигать 180°, когда северный конец стрелки компаса будет даже указывать на геог-рафический юг

его вертикальная составляющая (по отвесу) и H - горизонтальная составляющая

вектора напряжён-ности H; х – направление на север, у – на восток. Направление вектора Н совпадает с направлением магнитного меридиана. Угол D – магнитное склонение, равный углу между направлением горизонтальной составляющей (Н) вектора Т и направлением на географический северный полюс (ось х), угол J – магнитное наклонение, равное углу между направлением Н и полным вектором напряжённости Т. Обычно измеряют компоненты Т и Z. Между компонентами полного вектора Т существуют очевидные соотношения
Т= (H2 + Z2)1/2; Z = Htg(I) = Tsin(I) и H = Tcos(I) (1)

= 79.6 А/м. Напряжённость магнитного поля Земли составляет около 0.66

Э (52.5 А/м) на полюсе и 0.33 Э (26 А/м) – на экваторе со средней величиной около 0.5 Э (40 А/м). Магнитное наклонение J меняется от вертикального на магнитных полюсах до горизонтального на магнитном экваторе. Измерение угла J даёт значение так называемой магнитной широты места, т.е. его расстояние в градусах от магнитного экватора, а значит и абсолютное расстояние от магнитного полюса, тогда как угол D даёт направление на магнитный полюс.

магнитного поля земли
Железо теряет свои ферромагнитные свойства уже при температуре

769°С – поэтому земное ядро не магнит, а электромагнит. В жидком металлическом ядре существует устойчивая система токовых петлей, которые генерируют магнитное поле Земли. Расположение конвективных потоков расплава и связанных с ними электрических токовых петель контролируется (хотя и не совсем понятно как) вращением Земли. Поэтому ориентировка оси магнитного поля близка к оси вращения планеты. Западный дрейф магнитного поля Земли связан с систематическим смещением конвективных потоков и токовых петель в жидком ядре в западном направлении.

поля и сравнительно слабого аномального магнитного поля, обусловленного существованием высокомагнитных

пород в земной коре и самых верхних слоях мантии.
Аномальное поле измеряется в нана-теслах (1нТ = 10-5 Э) и по величине на 2 – 4 порядка меньше геомагнитного поля. В состав горных пород входят некоторые минералы, являющиеся сильными ферромагнетиками (прежде всего магнетит Fe3O4). Каждое зёрнышко ферромагнитных минералов представляет собой маленький природный постоянный магнит, который во время своей кристаллизации намагничивается внешним магнитным полем (т.е. магнитным полем Земли в данной точке) и тем самым запоминает его. Тем самым, порода «запоминает» направление магнитного поля и поэтому существует принципиальная возможность по образцу породы установить направление на магнитный полюс и определить расстояние до него.

Природа палеомагнетизма

а растягивается в медленно остывающих магматических породах на десятки тысяч

лет. За это время реальное магнитное поле Земли успевает совершить несколько оборотов вокруг земной оси (скорость западного дрейфа магнитного полюса составляет около 0.2°/год или один «оборот» за 1800 лет). Поэтому порода «запоминает» не направление на какой-то из мгновенных магнитных полюсов, а направление на их среднее положение, соответствующее их истинному, географическому полюсу Это даёт возможность определять положение истинного полюса на земной поверхности в древние эпохи, изучая магнетизм древних пород, т.е. из палеомагнитных исследований. В ходе таких исследований было выяснено, что в течение геологической истории магнитное поле Земли многократно меняло свою полярность, т. е. северный и южный магнитный полюса скачкообразно менялись местами.
Таким образом, информация, записанная в «памяти» горной породы при её образовании, позволяет установить направление на истинный географический полюс и географическую широту того места, где этот образец был отобран и в то время, когда эта порода сформировалась.

образцах составляет обычно лишь несколько градусов. Магнитная память горных пород

может сохраняться в течение сотен миллионов и даже миллиарды лет. Необходимо, чтобы всё это время породы не испытывали деформацию или чтобы её можно было контролировать

Чтобы выяснить, где находился полюс, например, 100 млн. лет назад, надо собрать результаты всех палеомагнитных исследований , выполненных для образцов этого возраста, нанести на карту отдельные определения положения древнего полюса, а затем найти среднее положение.

их отбора должны бы показывать одно и то же положение

древнего полюса. Так и есть для образцов, отобранных в пределах отдельного континента. Однако, для разных континентов полюса не совпадали. Причина в дрейфе континентов. Установив для одной и той же древней эпохи значение географических широт в нескольких пунктах, можно в пределах отдельных современных континентов провести линии древних параллелей (но не меридианов). При реконструкции суперконтинентов древние параллели, начинающиеся на одних современных материках, находили (с учётом ошибки определения) прямое продолжение на других.

Щелованов]
1 – котловины Амундсена и Нансена с хр. Гаккеля,

2 – хр. Менделеева и котловина Макарова, 3 – прибрежный шельф и хр. Ломоносова

– обратная полярности

с палеонтологическим определением по данным глубоководного бурения (Т)

тела однородно и вертикально намагничены.Т.е.I=const. Поле вертикального бесконечного столба (стержня) (рис.).
Пусть

на глубине h залегает вершина бесконечно длинного столба сечением s.
Его можно представить, как тело одного полюса m с интенсивностью намагничения I, направленной вдоль оси z и магнитной массой m = Is. Влиянием нижнего полюса можно пренебречь, т.к. он далеко, и считать, что вся «магнитная масса» сосредоточена на вершине.
Необходимо найти напряженность поля вдоль профиля х. Потенциал от верхнего полюса столба в () P равен потенциалу точечной массы:
U = m/r = m/x2 + h2,

а вертикальная составляющая:
Za = -dU/dh = mh/(x2 + h2)3/2 (1)

с центром на глубине H залегает под началом координат. Необходимо

определить напряженность поля U вдоль профиля х, проходящего над центром шара. Потенциал шара можно представить, как потенциал диполя, помещенного в его центре, поэтому

Uшара = Mcos/r2 = MH/r3 (2),

где M = IV – магнитный момент.
Тогда,

Uшара = IVH/ (x2 + H2)3/2 (3) и
Zа = - U/H = IV (2H2 – x2)/ (x2 + H2)5/2 (4).

на глубине h вдоль оси у расположен бесконечно длинный вертикальный

тонкий пласт (толщиной l, меньшей глубины залегания), намагниченный вертикально. Нужно определить напряженность поля U вдоль оси х.

Т.к. нижняя часть пласта расположена глубоко и ее влиянием можно пренебречь, то можно считать, что магнитные массы сосредоточены вдоль поверхности пласта в виде линейных полюсов. Магнитная масса единицы длины пласта m/y = I L.
Разобьем пласт на множество тонких «столбов». Тогда притяжение пласта =  притяжения всех элементарных столбов. Из выражения (1) для Zа для вертикального столба (Za = -dU/dh = mh/(x2 + h2)3/2 ) получаем:
dZa = I Lhdy/(x2 + y2 + h2)3/2 и теперь интегрируя это выражение от –  до +  можно получить Zа над пластом:

Za = I Lhdy/(x2 + h2) (5).

глубине H и параллельно оси y расположен бесконечно длинный цилиндр

с магнитным моментом ед длины M = I s, где I – интенсивность намагничения, направленная вертикально, s- поперечное сечение цилиндра. Требуется определить напряженность поля U вдоль оси х.

Поле такого цилиндра можно считать эквивалентным полю бесконечного числа вертикальных магнитных диполей, центры которых расположены вдоль оси цилиндра. Потенциал в  () P от элементарного диполя будет равен потенциалу шара по (2)
dU = d Mcos/R2 = IHdV/R3 =IHdsdy/R3 (5)
где R = (x2 + y2 + H2).
Потенциал всего цилиндра будет = интегралу по объему цилиндра от выражения (5)

U = IH ∫ ∫ ds∫dy/(x2 + y2 + H2)3/2 = 2IsH/(x2 + H2) (6) Отсюда

Zа = - U/H = 2I s (H2 – x2)/ (x2 + H2)2 (7)

пласт, ограниченный по глубине

ограниченный по глубине пласт небольшой мощности
Вертикальный контакт пород с различной

намагниченностью