第四章地磁学13节ppt课件.ppt

第四章 地磁学,41 地磁场的基本概念,411 磁场强度和磁势物理基础梯度、旋度、散度：见附录二（P212）梯度的坐标表示式：(标量取梯度变成矢量）直角坐标：柱坐标：球坐标：,地磁场满足麦克斯韦方程组： ,利用高斯定理和斯托克斯定理，可将上述两个积分形式的方程变换为微分方式的方程,B为磁感应强度矢量；H为磁场强度矢量；j0为电流密度矢量；D为电位移矢量； 为位移电流密度矢量,在地球表面附近，大气的电导率,即空气可视为绝缘体。于是传导电流密度,又由于地球地磁场随时间变化比较缓慢，可视为似稳场，所以位移电流密度,于是有： ，说明在上述近似条件下，地磁场是一个无旋场，可引入一个标量磁势U，使得,磁感应强度B和磁场强度H：地磁场是一个无旋场(是某个标量场的梯度)：标量磁势（满足拉普拉斯方程）：,由此可见，只要 ，上式处处成立。在上述条件下，可引入磁荷的概念。,二、磁库仑定律和磁荷单位电荷和磁荷的相似性 =磁荷和电荷有相同的规律性磁库仑定律（两个点磁荷之间相互作用的规律）：真空中两个静止点磁荷之间的相互作用力F的大小与它们之间的距离r的平方成反比，与每个磁荷的数量的乘积成正比，相互作用力的方向沿着它们之间的连线，同号磁荷相斥，异号磁荷相吸。用公式表示：,磁场强度H：试探磁荷在磁场中所受的力。单位： 或奥斯特（两单位之间的换算：磁感应强度B：单位：国际单位制SI中，特斯拉T高斯单位制中，高斯Gs两单位之间的换算：,点磁荷在空间产生的磁场强度。,点磁荷在空间产生的磁感应强度。,三、磁势磁场中某一点的磁势U等于自该点经过任意路径到无穷远处磁场强度的线积分，公式表述如下：对点磁荷有： 所以由： 有：,四、磁偶极子磁偶极子：磁偶极子是由一对等量异号的点磁荷组成的体系，点磁荷之间的距离l远比到场点的距离r为小。,在距磁偶极子中心O点相当远的场点P的磁势为：,磁偶子的磁偶极矩和磁距之间的关系为：,412 地磁场组成,地磁场是一个弱磁场。从一级近似来看，地磁场近似于一个置于地心的磁偶极子的磁场。磁偶极子的磁轴和地轴之间斜交有一个角度。磁轴在地面上的两个交点分别称为地磁北极和地磁南极。地磁北极与地理北极相邻，地磁南极与地理南极相邻。,地磁场的组成：地磁场由多种不同来源的磁场叠加而成。按稳定性来区分，地磁场可分为两大部分：主要来源于地球内部的稳定场主要来源于地球外部的变化磁场,据地磁场的高斯球谐分析，稳定磁场和变化磁场还可以分为起源于地球内部和地球外部两部分。内源场：起源于地球内部的稳定磁场称为地磁场的内源场。外源场：起源于地球外部的稳定磁场称为地磁场的外源场。,外源变化磁场起源于地球外部的各种电流体系。 这种外部变化的电流体系的磁场还会在具有导电性质的地球内部感应出一个内部电流体系，这是产生内源变化磁场的原因。,虽然变化磁场比主磁场小得多得多，但它的时空分布和变化，能灵敏地反映上至太阳活动、行星际空间，下至地壳、地慢以至地核中发生的与电磁有关的各种物理过程，对研究星际空间的物理现象、空间介质和运动极为重要，也是所究地球内部导电性能的重要途径之一。,二、地磁要素地磁要素描述地磁场大小与方向特征的物理量。地磁场是一个矢量场，因此，空间任何一点的地磁场F必须用三个独 立的分量才能表示出来。这些分量的名称及其度量方法，根据采用坐标系的不同而不同。 例如， 直角坐标系中用北向分量X， 东向分量Y和垂直分量Z 表示，这些分量分别以地理 北、地理东和垂直向下指向地心为正向;,球坐标系中用磁偏角D、磁倾角I和水平分量H表示。D是F偏离正北方向的角 度，以F偏东为正、偏西为负；I是F 偏离水平面角度，在北半球取F下倾的I 为正，在南半球取F上仰的I为正；H是F在水平面上的投影，以指磁北为正向; 柱坐标中用磁偏角D,水平分量H和垂直分量Z表示。,地磁学中人们把描述地磁场大小和方向的物理量X、Y、Z、H、D、I、F 称做地磁要素。此外，称 F 所在的垂直平面为磁子午面。各要素之间并不互相独立，其关系下图所示，其关系式为: FX2Y2Z2 H2X2Y2 YHsinD ZHtanI,413 地磁要素,一、直角坐标系（）在理论研究中常采用直角坐标系，但由于一般不可能直接测出x和y两个分量，所以通常采用柱坐标系或球坐标系。二、柱坐标系（）地磁台站对地磁场作相对测量时，常采用柱坐标系。三、球坐标系（）在野外或台站对地磁场作绝对测量时，常采用球坐标系。,地磁要素之间的相互关系,地磁三要素：要想确定地面上一点地磁场的强度和方向，至少要测出任意三个彼此独立的地磁要素，称之为地磁三要素。根据地磁要素之间的关系，在地磁三要素中，磁偏角D是必须测量的，其他两个要素可任意选测。,414 地磁图,地磁图：在地图上作出的地磁要素等值线图。可以将某区域乃至整个地球的地磁场的数值和特征清晰地表示出来。等值线图：将同一时代地面上各测点的某个地磁要素值相等的点连接起来的光滑曲线。等偏线图、等倾线图等。由于地磁要素随时间变化的特性，因此必须把测量的数值换算到某一特定日期。一般来说，世界地磁图通常每5年画一次，日期通常选在某一年的元月元日，也有选在某一年的7月1日。,世界地磁场等偏图：有几条D=0的等偏线，把磁偏角分为正负两个区域。等偏线在南北两半球上汇聚于四个点，两个是磁极，两个是地极。,等倾线是大致沿纬度分布的一系列平行曲线，分布均匀且规则。由赤道到两极，倾角由0逐渐达到正负90。零值等倾线称为磁赤道（或倾角磁赤道）。磁极就是倾角等于正负90的两点。不仅地磁要素的数值随时间变化，而且南北磁极的位置也随时间变化。,世界地磁场水平强度等值线图：水平强度等值线大致是沿地理纬度排列的曲线族。从北磁极到南磁极，其数值由零逐渐增至最大，然后再逐渐减至零，最大值在赤道附近，但最大值在不同的子午线是有差别的。,世界地磁场垂直强度等值线图：垂直强度等值线也是大致沿纬度排列的曲线族。在赤道附近数值为零，在南北两磁极处最大。,总磁场强度等值线图等值线与纬度线近乎平行，其值在磁赤道约30000-40000nT,向两极增大，在两极约为60000-70000nT。,世界地磁场垂直强度等值线图：垂直强度等值线也是大致沿纬度排列的曲线族。在赤道附近数值为零，在南北两磁极处最大。,从世界地磁图中可以看出：全球地磁要素的地理分布与地球大构造带之间并无明显联系，这是因为地磁场主要是由地核以及核幔界面附近的物质所产生的，因此它和地壳以及上地幔大构造带的位置不相符合。各个地磁要素的等值线的分布是不均匀的，甚至在某些地区形成封闭的曲线。这种情况说明了非偶极子磁场的存在。,地磁场的基本规律(1)地球有两个磁极，分别位于地理南北两极附近。在1980年的世界地磁图上，北磁极位于78.20N，102.90W；南磁极位于65.60S，130.90E，在南、北两磁极处，磁倾角I分别为 900，垂直强度Z有最大值、水平强度H为零、磁倾角D没有确定值。(2)水平强度(H)在地表上任何一点(除两磁极点外)都指向北。垂直强度(Z)在北半球指向下，为正值；在南半球指向球外(向上)，为负值。说明地球磁极位于北半球的是S极，位于南半球的是N极。(3)地球南北两磁极处的总磁场强度为0.60.7奥斯特，在磁赤道处的总强度为0.30.4奥斯特，前者约为后者的两倍，磁倾角随磁纬度按一定关系变化。这些特征和均匀磁化球体或中心偶极的磁场分布特征基本一致。(4)南磁极和北磁极与地球的地理南、北两极并不重合，可以认为是地球中心磁偶极子轴与地球转轴相斜交。,根据以上的规律，可以认为地球基本磁场的模式是一个位于地球中心并与地球转轴斜交的磁偶极子的磁场。磁轴和地轴斜交11.50的中心偶极子场与地磁要素分布吻合的最好。,中国地磁图T,5、中国地磁场的基本特征,中国地磁图Z,中国地磁图H,中国地磁图I,中国地磁图D,由我国编制的中国地磁图表明有以下特点：垂直强度由南至北，Z值由-0.10奥增至0.56奥，Z值在我国境内的最大变化在0.6奥以上；水平强度由南至北，H值由0.4奥降至0.21奥，H值最大变化在0.13奥以上；磁倾角由南至北，I值由-10度增至+70度，I值最大变化在80度以上；磁偏角的零值线在我国中部偏西由北向南通过，经过甘肃省的安西和西藏自治区的得宗。零偏线以东，偏角变化由0度至11度(西)，零偏线以西，偏角变化由0度至5度。,研究工作有时需要了解世界或全国的正常磁场的分布状况。 正常磁场分布图的一般绘制方法是在小比例尺地图上对世界（或全国）地磁图的等值线加以光滑而成。这种经过光滑后的地磁图消除了异常磁场部分，只剩下正常磁场。,地磁场的实测表明，各地磁要素在地面上的分布并不遵循地心偶极子磁场的分布规律，二者之间有较为显著的差异。从世界正常地磁图中减去按地心偶极子磁场计算出来的地面磁场数值，这种差值即为非偶极子场（也称大陆磁异常或剩余磁场）。,非偶极子磁场是围绕着几个中心分布的，分布的地域非常广。这些异常中心的位置和强度随不同的年代而变化。,非偶极子磁场从世界地磁图中减去地磁场的偶极子磁场，即可得到非偶极子磁场。,非偶极子磁场：非偶极子磁场可能是由地核和地幔边界附近存在着物质的对流运动形成涡流电流形成的。卫星测量表明：非偶极子磁场随高度的增加衰减很慢，这是非偶极子磁场可能起源于地球深部的一个依据。,415 区域及局部地磁异常,区域及局部地磁异常区域就是地磁场梯度发生显著差异的地方。在这些地区内地磁要素分布复杂。这些地磁异常是由地壳内岩层受到磁场的磁化引起的。,按磁异常的分布范围分为区域异常和局部异常：,磁异常的成因：在于地壳构造的不均匀以及地壳内岩层在地磁场中受到磁化后所产生的磁场。,42 基本磁场421 地心偶极子磁场（不讲）422 地磁场的球谐分析（不讲）423 地磁场的长期变化424 地磁场的成因,四、地磁场模式 表达地磁场的模式有三种：第一种是用球谐级数表示地磁场分布，叫球谐模式；第二种是用若干个偶极子表示地磁场分布，叫做偶极子模式;第三种是用若干电流环表示地磁场分布，叫做电流坏模式。一般地说，球谐分析是最常用的方法。但是，球谐模式不能反映地磁场场源的实际状况，这是球谐分析方法的不足之处。,偶极子模式和电流环模式有助于阐明地磁场及长期变化的起源。例如，采用径向偶极子模式时，取一个放在地心的偶极子和若干个放在地核界面上的偶极子，这样所得的地磁场分布与实际的地磁场分布相差很小，这种偶极子模式与地磁场来源于地核内的说法也是一致的。目前，偶极子模式不仅可以表示全球范围的地磁场及长期变化，而且也可以表示某一局部地区的相应分布。,五、磁层,1、磁层的形成 地磁场的空间形态可以近似的用相对于地磁轴对称分布的磁力线来描述，在没有任何外界作用的情况下，它将对称地向行星际空间无限延伸。然而人造卫星的空间探测资料表明，地磁场是有明确的边界，这个边界以内的地磁场叫做地球磁层。,这是因为当太阳风按扇形结构向星际空间传播时与地球磁场发生相互作用，太阳风的高能电离子流在地磁场中产生感应电流，此感应电流的磁场叠加在地磁场上迫使地磁场改变方向，与此同时，感应电流对太阳风施加一种力使太阳风改变方向，因此太阳风便绕开，包围着地球的某一个区域，从而形成一个边界，在这个边界以外太阳风连续流动，而在边界以内地磁场被压缩，太阳风被排斥。,于是，太阳风与地磁场相互作用的结果，使地磁场被限制在一个其外形近似于向阳端为半球形的长圆柱体的空腔范围内。这个由地磁场起控制作用的空腔范围就叫做地球的磁层，其形态如下图所示。2、磁层的主要特点 地磁场在向阳面与背阳面极不对称，向阳面的地磁场被局限在有限范围内，而背面的地磁场却延伸很远。好像磁力线被太阳风吹向背阳方向。,磁层的边界称为磁层顶。磁层顶在向阳的一侧距地心约10RE(RE代表地球半径)，其变化范围为8-13RE，磁层顶处磁感应强度约50-100nT。在磁层和太阳风的高能粒子之间存在着一个过渡地带，其厚度约4RE，向两边作弓形张开，像个套子一样，覆盖着地球磁层，因而被称为磁鞘 (或磁套)。磁硝内的磁场很不规则，强度大致在20-50nT范围内。,地球背阳的一侧，由于太阳风无法对地球磁场施加压力，磁层可以在宇宙空间延伸到几百个地球半径以外，甚至远及1000RE。 这样，地球背阳面的磁层很像一个长长的尾巴，故其往后延伸的部分称为磁尾。 应该指出，磁尾的对称平面是黄道面。而地球偶极磁场的对称平面是地磁赤道面。 在二者之间有大约350 的交角。,磁尾的磁力线到底是开放的还是闭合的，尚未弄清。磁尾近似于圆柱形，在20RE处，磁尾的南北厚度为40RE, 东西厚度为50RE。在磁尾中间，由于南北半球的磁力线方向彼此相反，在磁力线换向处，存在一个磁场强度几乎等于零的区域，称为中性片。中性片从 l5RE处开始，延伸至100RE之外，其厚度约1000km。,由于磁层的存在，所以“地磁场可以近似视为一个磁偶极子场”的这一说法仅对地球附近空间(距离地面600一1000km范围内)才成立，到远处就不成立了。,地球磁场的分析,一、地磁场的高斯分析原理1、地球磁场球谐分析的基本理论 对地磁场分布的计算，可以通过解电磁场的微分方程，也可以用假想的磁荷分布计算。如前所述二者的结果是等效的，因此我们采取较为直观、简单的后一种方法计算地球的磁标位。,具有磁性的地球可以看作是带有磁荷的三维体，地磁场是由地球内部的磁荷分布产生的。由上可知，一个点磁极qm在相距 r 的一点产生的磁标位为把地球这一磁性体划分为许多充分小的体积元，每个体积元的磁荷为dqm，与观测点P的距离为L， 取球心为坐标原点O，O点到P的距离为OPr，任意dq m与O点的距离为r，则地球在p点产生的磁标位应为每个dqm的磁标位的叠加，即,地磁场的总磁位：这就是地磁场磁位的高斯级数表达式，它是地磁学最基本的公式。,系数g、h、j、 k称为高斯系数或球谐系数，其量纲与地磁场感应强度相同(在国际单位制中高斯系数的单位为T或nT)，应用起来方便、简洁。式中没有n0那一项，这是因为地球内部没有磁单极子。第一部分对应地球的内源场;第二部分对应地球的外源场。,当观测点P设在地面上任意一点时，其磁位为:2地磁场的高斯级数 有了地面磁位高斯级数式，则不难推出地面磁感应强度的三个球面坐标分量的表达式。,显然，一旦知道了各高斯系数、，则地球磁场在近地空间中的分布情况立即可知。无疑，求解高斯系数是一个最为重要的问题。3、高斯系数的确定 地磁工作中的高斯分析，就是由磁场的观测值求解待定的高斯 系数。地磁观测点不可能是连续的，我们可将各个离散测点的地磁观测资料直接代入上述方程组中，可求解高斯系数。,显然，由这种途径求解高斯系数，各公式中的n与m都不可能是无限的，只能用有限项的级数来代替无穷级数。由于级数收敛得很快，n=1的项约占85%，因此这种近似是完全可能的。若取nN， 则高斯系数的总数N(N+2)个。由于每个观测点有三个观测值，可以 提供三个方程，因此，要确定全部高斯系数，至少需要有N(N+2)/3个测量地磁场三分 量的测点。,测点数多，且在全球分布较均匀，一方面可以提供较多的方程，利用最小二乘 法解方程组，以保证系数的精度;另一方面可保证实际计算中各阶高斯系数的独立性。,二、地球主磁场我们把起源于地球内部并构成地磁场主体的稳定场称做地球主磁场。,在实际工作中，我们将对遍及地球表面有关场的强度和方向的测量值，进行长期变化和短期变化的改正，统一校正到一个初始时刻 (例如1月1日零点零分)，这些校正后的测量值便是该时刻的主磁场。主磁场可以直接反映各种深度、甚至地核的物理过程，包括深部的温度、压力、物质运动等变化过程。因此，对主磁场的观测与研究是地磁学中的重要内容。,三、国际地磁参考场高斯于1839年首先采用球谐分析方法，得出gi、hi确比ge、he大得多，因此证明了地磁场主要由球内源产生。高斯以后，许多学者进行了计算，但是，不同作者使用的资料及地球模型不同，计算出来的高斯系数也不尽相同。高斯系数本应能客观地反映全球范围地球磁场的基本特征，这种因人而异情况应该能得以避免。,1964年世界地磁测量会议上，提出了对主磁场的高斯系数应该给出一个世界通用标准来作为分析、判断区域或局部地区地磁异常的依据。1968年国际地磁和高空物理协会 (IAGA)相继讨论和通过了几个不同年代的主磁场模型，这些标准模型称为国际地磁参考场 (IGRF)。由于地磁场长期变化现象的存在，每个地磁场模型的实用期为5一10年，每过5年需根据新的资料对它进行一些修正以提高精度。,从1945年至1985年，每五年一个。其中1960,1965,1970,1975,1980,1985这六个年份的参考场，每个包含120个高斯系数(即n10)；而1945,1950,1955这三个年份的参考场，每个包含80个高斯系数 (即n8)，另外还有一个长期变化模型 (有效期为1985-1990年)它包含n8的80个高斯系数年变率。,1965,1970,1975年和1980年这四个国际地磁参考场又被称为国际地磁正式参考场 (DGRF)，因为不打算对它们再作进一步修正了。其他几个模型拟在今后将对它们进行修正。图6.3.2为国际地磁参考场:1965年世界等磁倾图和1965年世界等磁偏图。,四、地心偶极磁场1、地磁场高斯级数一阶项的物理意义由表631和表632中可以看出，地球主磁场的表达式(6320)-(6322)中n1项显得特别重要，它约占全部地磁场的80%一85%，成为反映地磁场空间分布基本特征的主要成分。分析表明，它相当于一个在地心按一定方位放置、磁矩为M的偶极子所产生的磁场，这个偶极子就是前面所说的地心偶极子。,地心磁偶极子场是地球主磁场的主要构成部分。这也是主磁场一个重要特征。2、地球磁矩地心偶极子的磁矩通常也称地球磁矩。只要知道一阶高斯系数 就可以算出相应年代的地球磁矩。例如计算1980年的地球磁矩为 M7.911022 （A m2）,地心偶极子轴就称为地磁轴，它与地面的两个交点称为地磁北极与地磁南极。它们分别位于地理北极与地理南极附近。五、非偶极磁场地心偶极子场占地球内源场的90%，此外，还有约10%的非偶极场，即在式(6.3.19)中除去n=1的项，其余各项统称之为非偶极场。非偶极子磁场又叫地磁异常场。它可以从观测场值中，减去最佳拟合的偶极子场而得到。,非偶极场可以看成是由几个大范围的大陆异常和区域异常以及许多小范围的局部异常组成。1、大陆异常和区域异常这种异常可延伸几百公里，甚至几千公里，具有大陆规模。异常的幅度可达几千纳特。图636是1965年非偶极场等强度值图，其平均值为4000 nT。从该图可以看出东西两半球存在着不对称的若干个中心区。,每个中心区就是一个异常区。大西洋异常平均值大，太平洋异常平均值小；造成原因可能与下地慢的某种不均匀性有关。这个观点得到地震波速度结构的支持，因为下地慢2000km处的结构在太平洋和大西洋的下面是不同的。这种结构上的差异，将影响地慢与地核的藕合方式和藕合程度。,2、局部异常 这种异常仅延伸几公里至几十公里，主要是由于地壳的磁性矿物所引起的，它与地质构造和地形有密切关系。这种磁性矿物或局部磁化差异，可能是感应磁化或剩余磁化或二者的混合造成的。这种局部异常只有在大比例的地磁图上才能显示出来。,其异常幅度可高达几千纳特，因其磁源离地面较近 (在20一25km以上)。但其异常尺度范围较小，有的不过几十公里，多属磁法探矿范围。为了研究局部异常，获得大比例磁异常图，需进行专门的地面磁测和航空磁测。,(5)地球磁场的球谐分析地球磁场的球谐分析是表示全球范围地磁场的分布及其长期变化的一种数学方法。从磁位拉普拉斯方程可得地磁场感应强度的三个分量：,423 地磁场的长期变化,地磁场长期观测表明，地球基本磁场不是恒定不变的，而是随时间有缓慢的变化，这种变化成为地磁场的长期变化。,地磁场长期变化的时空分布是追踪地球内部物质运动的重要线索，是固体地球物理的重要课题之一。,地磁场长期变化主要表现在地球磁矩衰减、偶极子场和非偶极子场的西向漂移。这些变化具有全球性的统一特征，一般认为它是来源于地核内部或核幔边界。,最早长期变化现象较为系统的记录是磁倾角和磁偏角的变化。图为400年来伦敦和巴黎磁倾角和磁偏角的矢量图。可看出，二者在相当长的一段时间内（几十年）表现为单调的增减变化。,各大陆不同时期的地磁偏角和古纬度,表中列出了伦敦、巴黎和罗马的磁偏角长期变化的情况，由表可看出极大值到极小值的时间间隔约为240年。因此磁偏角的长期变化似有500年左右的周期。,图4-19 世界地磁场垂直强度长期变化图（1980.0年）（单位为nT/a）,磁偶极子磁矩的衰减,图4-20绘出了地球磁矩近200年来的变化。在最近100年内，地球磁矩衰减了5.3%。若假定这种衰减趋势今后一直维持的话，大约2000年后磁偶极子磁场不复存在。但是古地磁研究指出，这种衰减速率并不是不变的，特别重要的事实是在约2000年之前它是上升的。,永田武等系统地研究了地磁场长期变化，提出了近代地磁场长期变化有六个特征：P117,大约在本世纪40一50年代，人们开始抛弃基于旋转理论的各种地磁场成因的假说。因为人们对于地球内部结构和物质成分的认识日愈深入，尤其是认识到地球液体外核的铁镍成分具有高的导电性能，为运动与磁场的相互作用创造条件，即是说承认地球内部存在电流，而电流产生感应磁场，形成地球磁场。这就是发电机学说。地磁场的西向漂移现象，为运动状态和运动量级的估计提供了可能。,磁场反向的事实，又丰富了发电机学说的内容，由稳态的液核发电机模式发展成非稳态的液核发电机模式。这是目前被认为是最有希望的地磁起源学说。1、发电机模式的基本构思 初步估计，要产生地球主磁场需要维持109A的电流。这样强大的电流又如何维持呢?,为说明这个问题，布拉德 (B.C.Bullard)和艾尔萨瑟(W，MElsasser)提出一个最简单设想:假设在某一时刻，液核中存在一个初始的微弱磁场 (称为“种子磁场”），那么，由于液核中导电物质的运动，就将在液核中产生感应电流(类似导体切割磁力线产生电磁感应现象)，这个感应电流反过来又产生一个磁场，叠加在原来的种子磁场之上。,在适当的条件下种子磁场可以被加强并保持在一个具有较高强度的稳定状态，而这就是我们所观测到的地球主磁场。 图6.4.3是一个均匀发电盘模型，由相当于外核导体电流的圆盘、金属转轴、导体回路和电刷构成。,设B0为“种子磁场”，当圆盘在磁场中旋转时，将产生感应电动势。其电流经导线通过电刷汇集流经导体回路，从而产生沿轴向的感应磁场B，则空间总磁场B= B +Bo。可以证明，当圆盘转速=4/0a时(a为圆盘半径， 为电导率)，磁场达到稳定。但是，单盘发电盘模型的电流不会发生反向流动，即亦不能发生磁场反向。那么，耦合发电盘可否产生反向磁场呢?,图6.4.4是另一种设想。图中A盘感应电流I1影响B盘转动，B盘感应电流I2影响A盘转动。,图中给出电流随时间变化，该电流的正向和反向变化，反映磁场极性的倒转。由此可见，磁场为零时，不等于说没有电流，而是电流之和为零。从图可知，电流和为零对应于磁场极性倒转处。 图6.4.4中有关发电生磁的设想，虽然与地核内真实的发电生磁过程相差甚远，但却给我们以启发，采用类似耦合系统是可以实现磁场倒转的。至于如何将这个模型推广到球型的液态地核，作过一些尝试，但至今也没有完成。,2、能源问题 导体内部电流产生的磁场都要衰减，其自由衰减时间为 4L2 其中、L分别为介质导磁率、电导率和介质尺度。对于地核=3xl016s109a。而古地磁研究表明，已经测定的最古老的磁性岩石，年龄为109a 。,从这个意义上讲，地磁场在漫长的地质年代里是稳定的；但要维持这样的磁场，就需要不断提供能量，这就是能源问题。换句话说，导体内部电流也会因为粘滞性等因素，自发地衰减以至停止。因此，尽管目前对发电生磁的具体细节不清楚，也应该考虑保持电流即保持磁场的动力问题。,形象地说，除了地球自转所起的作用外，看来应有一种机制在搅拌地核 (像混凝土搅拌机不停地搅拌灰浆)，以保持地核流体的运动。目前已经提出三种有可能实现的能源。它们可以使液态地核保持充分地转动和旋涡，以维持发电机的运转和反运转。这三种能源是:(1) 重力分异和物质相变等因素，使得地球的固态内核不断扩大，相应地，使液态外核不断缩小。,在这个过程中，要放出热量，提供能量维持流体运动。如果果真如此的话，在地球演化，即地球核的分异过程中，应该随着分异作用减弱和结束，地磁场也将减弱和消失，这对于长达10 x108a以上至今无衰退迹象的地磁场而言，是不可思议的。 (2) 地核长寿命放射性元素放出热能，液核物质受热膨胀，从而产生对流。体积膨胀上升而受浮力作用所做功，为对流提供能量。,这种作用虽不可忽略，但也不应估计过高。（3）地慢与地核的自转轴向运动差异，是一个不可忽视的因素。经计算，所能提供的能量达1010一1011W。这个数值与外核内电磁流体运动所损耗的焦尔热相当，因而被认为是最有希望的能量来源。,424 地磁场的成因,43 变化磁场,叠加在地球基本磁场上的变化场，指的是随时间变化磁场。从它们的特征和成围来说，总体可以分为两大类型:一类是地球内部场源缓慢变化的长期变化场；另一类主要起因于地球外部场源的短期变化场。,(一)长期变化场 地磁场长期变化总的特征是随时间变化缓慢，周期长。一般变化周期为几年几十年，有的更长。对地磁场的长期变化，主要是通过世界各地的地磁台长期的、连续的观测数据，取其平均值来进行研究的。但因从事这方面测量的历史较短，分布范围有限，对更长周期变化场的研究有较大限制，故必须提出相应的间接研究方法，如考古地磁及古地磁等、可追索得到古代地磁场的长期变化场的许多重要资料。,(二)地磁场的短期变化 地磁场的短期变化主要起因于固体地球外部的各种电流体系。按其变化特征也可分为两类：一类是按一定的周期连续出现，且变化乎缓而有规律，称为平静变化。另一类是偶然发生，持续一定时间后就消失，是短暂而复杂的变化，变化幅度可以很大也有的很小，称之为扰动变化。,2.变化磁场,1959年7月14日磁暴曲线,1、太阳静日变化和年变化,太阳静日变化是以太阳日（24小时）为周期的日变化，由每月5天磁静日统计得出。特点：有确定周期性；白天（6-18时）的变化强，夜间的变化弱。,夏季幅度大,冬季幅度小,白天变化大，夜间变化小在中午前后有一个明显的极值（北半球极小，南半球极大）,特点：冬季（11、12、1、2月）的D、H、Z的日变幅均小；春秋季（3、4、9、10月）及夏季（5、6、7、8月）的D和Z的日变幅无明显变化，而H的日变幅夏季比春秋季小得多。,上海佘山台Sq日变幅的季节变化,特点：太阳活动极小年（1954）附近，变幅均最小；太阳活动极大年（1957）年附近，变幅均最大。,上海佘山台Sq日变幅的年变化,太阳活动强，太阳黑子数多，地磁日变化也强。,观察已证明，Sq的电流体系位于电离层的E区（地面以上90km至120-150km），该区主要负离子均为电子，电离层为完全中性部分电离的气体，有较好的导电性能。在太阳直射的地方，正负离子的浓度大，而夜间浓度小。由于太阳月球的潮汐作用以及压强、温度的变化，电离层将产生以水平方向为主的运动，这种运动和地磁场相互作用产生涡电流，从而引起日变的电流体系。,2、太阴日变化L,太阴日变化是依赖地方太阴时并以半个太阴日为主要周期的周期性变化。 太阴日变化是非常微弱的。P122,干扰变化1、磁暴2、地磁脉动,1、磁暴,磁暴和太阳活动与地磁相互作用存在着密切的联系。磁暴起源于太阳活动区喷射出的高速等离子体流。特征：具有强烈的地磁扰动。几乎同时在各地被记录到，各地磁暴起始时间只相差1-2min。形态各异，不仅不同的磁暴在形态上的差别可以很大，而且同一磁暴在不同的纬度处所记录到的磁暴形态也不相同。从时间上看，磁暴何时发生带有偶然性，但由长期磁暴资料统计结果表明，一部分磁暴具有相隔27天左右重复出现的性质；春秋两季发生磁暴次数多，冬夏两季次数少；如果以历年变化趋势看，每年磁暴次数的变化大致有11年的周期性。,每年发生的磁暴数目和太阳活动情况关系密切。太阳活动极大年磁暴多，极小年磁暴少。,图4-29显示了磁暴出现的频率N和太阳活动性的关系,2、地磁脉动,一种短周期的地磁干扰，形态、周期和振幅各异。在形态上看，可分为连续脉动型和不规则脉动型。,