Элементы земного магнетизма.

На поверхности Земли в произвольно взятой точке свободно подвешенная магнитная стрелка ориентируется в определенном направлении – в направлении полного вектора напряженности магнитного поля Т. Полный вектор можно разложить в трехмерной системе координат (рис.18 ), оси которой направлены х - на географический север, y - на восток, z- по вертикали вниз на составляющие – вертикальную Z, направленную к центру Земли и горизонтальную Н, которая является проекцией на плоскость XOY. В свою очередь горизонтальная составляющая Н раскладывается на составляющие X(северную) и Y (восточную). Вертикальный угол между Н и Т называется углом наклонения J (угол наклона магнитной стрелки), а горизонтальный угол между Х и Н углом склонения Д (отклонение магнитной стрелки от направления на географический северный полюс к магнитному северному полюсу Земли).

Рис.18. Элементы земного магнетизма.

Величины T, Z, H, X, Y, J и D называются элементами земного магнетизма. Они связаны между собой соотношениями

Для изучения распределения элементов земного магнетизма проводятся их измерения на поверхности Земли и строятся специальные карты изодинам T, Z и H. Изодинамами называют линии равных значений этих величин. Строятся также карты равных значений D – изогон и J – изоклин. Полная напряженность геомагнитного поля увеличивается от экватора к полюсу с 33,4 до 55,7 А/м.

В магнитной разведке угловые элементы земного магнетизма не измеряют, а из линейных регистрируют, главным образом, значения полного вектора Т. Значение Т в любой точке земной поверхности можно представить в виде суммы

Т = Т₀ + Т₁ + Т₂ + Т₃ + δТ

Здесь δТ - переменная составляющая поля, то есть магнитные вариации, о которых говорилось выше. На эту переменную, нестационарную составляющую приходится всего около 1 % от величины Т. Остальные 99% приходятся на стационарную компоненту, источники которой находятся внутри Земли. Для стационарного поля установлены только медленные вековые изменения (вариации).

О составляющих Т₀ и Т₁ , образующих нормальное поле, уже упоминалось. Нормальное поле измеряется экспериментально – для этого регулярно проводят специальные наблюдения с периодичностью порядка 10 лет. В те годы, когда измерения не проводились, используют самые последние по времени карты, которые исправляют с учетом вековой вариации.

Таким образом, исключив из суммарного значения Т влияние нормального поля и вариации δТ, получают аномальную часть магнитного поля Земли, обусловленную намагниченным состояние Земной коры.

Эта аномальная часть может быть представлена как сумма ΔТ = Т₂ + Т₃, где Т₂ региональная, а Т₃ – локальная составляющие этой аномальной части. К региональным обычно относят аномалии, имеющие плановые размеры, измеряемые в сотнях километров, а к локальным – единицами или первыми десятками километров.