ГЕОМАГНЕТИЗМ И СУТОЧНОЕ ВРАЩЕНИЕ ЗЕМЛИ

Связь вариаций геомагнитного поля и суточного вращения Земли

Существенное влияние на развитие представлений о природе происхождения нерегулярных вариаций продолжительности земных суток с характерными временами порядка 10-10² лет оказала гипотеза гидромагнитного динамо Земли, согласно которой геомагнитное поле генерируется движениями электропроводной жидкости (расплава) в земном ядре. Эта гипотеза в настоящее время всесторонне разработана математически [34; 128; 180; 314] и, несмотря на неопределенность оценок параметров, характеризующих физическое состояние земного ядра и выбора источника энергии динамо, позволяет объяснить основные морфологические и временные особенности геомагнитного поля [29; 85].

Обращение к земному ядру как к возможному источнику неравномерности суточного вращения продиктовано рядом соображений. Во- первых, земное ядро (в отличие от мантии) представляет собой динамически очень подвижную среду с малой вязкостью [57] и достаточно интенсивными течениями, генерирующими главное магнитное поле Земли (ГМПЗ) [34; 128] и его вековые вариации [86]. Полагают, что передача вращательного импульса в системе «ядро - мантия» осуществляется преимущественно посредством электромагнитного сцепления. Во-вторых, получен ряд статистически значимых результатов, свидетельствующих о корреляции изменений ГМПЗ и суточного вращения.

По-видимому, первым, кто обратил внимание на связь вековых геомагнитных вариаций и суточного вращения Земли, был Ю.Д. Калинин [72]. Позднее Э. Вестин продемонстрировал это при сопоставлении скорости движения эксцентричного диполя и изменений продолжительности суток [345]. В работе [346] представлены изменения от года к году 8Р и скорости экваториального западного дрейфа и_с эксцентричного диполя с 1885 по 1965 год, а в [264] отмечено, что коэффициент корреляции между изменениями бР и и_с имеет экстремальное значение при отставании изменений и_с от 8Р примерно на 7 лет.

Однако необходимо отметить, что не во всех исследованиях связи западного дрейфа и суточного вращения получены результаты, подобные [72; 264; 345, 346]. Например, в [224] хотя и подтверждена корреляция 8Р и и_с, но не получено запаздывания изменений скорости западного дрейфа относительно вариаций 8Р. При сопоставлении же вековых вариаций геомагнитного склонения в обсерватории Шамбон-ля-Форе и 8Р за 1700-1972 годы получено, что высокая корреляция имеет место при отставании изменений 8Р на 10-15 лет от геомагнитных вариаций [279]. Наконец, можно еще отметить работу [259], в которой автору вообще не удалось обнаружить связи западного дрейфа и изменений суточного вращения.

Согласно формализму К. Гаусса геомагнитный потенциал U_m главного магнитного поля Земли на поверхности Земли можно представить в виде сферического гармонического ряда [202]:

В (2.1): R - средний радиус Земли; 0 и Л - коширота и долгота; Р™(сosO) - присоединенная функция Лежандра порядка п и степени т; д™ и h™ - так называемые гауссовы коэффициенты, имеющие размерность индукции магнитного поля. Величина геомагнитного момента определяется гауссовыми коэффициентами первого порядка:

где Цо ~ магнитная постоянная.

Т. Юкутаке [356] в 1972 году высказал предположение о том, что изменения геомагнитного момента в состоянии вызывать некоторые вариации угловой скорости вращения Земли за счет электромагнитного сцепления между ядром и мантией. Он показал [357; 358], что движение эксцентричного диполя в последние 150 лет почти полностью определялось западным дрейфом только одной гармоники (п = 2, т = 1) геомагнитного потенциала. Следовательно, западный дрейф эксцентричного диполя нельзя считать единственной причиной вариаций геомагнитного поля как целого. Отсюда, по-видимому, и некоторое разногласие выводов работ [224; 259; 264; 279; 284; 346; 357]. В свою очередь, Т. Юкутаке по данным для XX века продемонстрировал качественное согласие между изменениями продолжительности суток и вариациями компоненты геомагнитного потенциала, соответствующей аксиальному диполю (гауссову коэффици- енту д°)[357].

Величина геомагнитного момента Р_ш, а точнее ее производная по времени dP_m/dt, по сравнению с другими характеристиками поля выглядит предпочтительнее при сопоставлении с вариациями суточного вращения Земли в силу того, что представляет собой интегральный отклик на изменения динамики земного ядра. Одна из сводных таблиц определений магнитного момента Земли приведена в [291]. Эти данные использованы для изучения и сопоставления спектров вариаций продолжительности суток и геомагнитного момента в XX веке [262]. Спектры оказались практически идентичными.

Сводка вековых вариаций магнитного момента Земли с начала нашего тысячелетия представлена в монографии Ю.Д. Калинина [86]. Разброс значений dP_m/dt, вычисленных по результатам сферических гармонических анализов геомагнитного поля разными авторами (начиная с Гаусса), большой даже для XX века, не говоря уже о более ранних данных, полученных на основе археомагнитных исследований. В [85] спектральным анализом в планетарных изменениях геомагнитного поля выявлены цикличности с периодами около 35, 49, 62, 103, 148 и 286 лет.

Достаточно убедительный результат сопоставления изменений 8Р ndP_m/dt получается только с 1885 года, да и то, если для вычисления dP_m/dt используются однородные ряды, т. е. такие, которые получены по единой методике. В этом случае минимизируются систематические ошибки [86]. В качестве примера удачного сопоставления вековых вариаций геомагнитного момента и продолжительности земных суток можно привести результат из [91]. Использованы два ряда вариаций геомагнитного момента: по данным А.Н. Пушкова и Т.А. Черновой [147] и по данным Э. Вестина [291] и С. Малина [287]. Показано, что изменения продолжительности суток примерно на 10 лет опережают вариации dP_m/dt.

Все результаты сопоставлений вариаций геомагнитного поля и продолжительности суток, о которых говорилось выше, получены с использованием данных конца XIX - середины XX века. В настоящее время на сайте IAGA (International Association of Geomagnetism and Aeronomy) представлены уточненные данные разложений геомагнитного поля в сферический гармонический ряд (2.1) с дискретностью в пять лет, начиная с 1900 года. По этим данным, используя формулу (2.2), легко вычислить величину геомагнитного момента и производную от него по времени. Результаты вычислений представлены в табл. 2.1, в последней колонке которой приведены также среднегодовые значения 8Р.

Таблица 2.1

Геомагнитный момент Р_т, его производная dP_m/dt и изменения продолжительности суток ЪР в 1900-2005 годах

Данные из табл. 2.1 изображены на рис. 2.1, из которого видно, что, во-первых, имеет место определенная статистическая связь между рассматриваемыми процессами, во-вторых, изменения d,P_m/cLt на 5-10 лет запаздывают по отношению к вариациям продолжительности суток. Коэффициент корреляции между двумя этими процессами равен -0,78 при запаздывании изменений dP_m/dt от бР на 10 лет. Таким образом, гипотеза о связи суточного вращения Земли и вариаций геомагнитного поля находит подтверждение и на основе анализа современных данных.

По времени запаздывания изменений геомагнитного поля по отношению к вариациям продолжительности суток можно оценить эффективную электропроводность мантии. Изменения величины dP_m/dt (сплошная кривая на рис. 2.1) носят характер квазигармонического сигнала с периодом порядка 60-70 лет. Этот сигнал формируется в земном ядре вблизи его поверхности. Фазовая скорость распространения сигнала частоты v в среде с электропроводностью о равна [39]

Если L - толщина мантии, то время распространения гармонического сигнала от ядра до поверхности Земли равно

Полагая для оценки v = 0,53 • 10^-9 с^-1 (это соответствует периоду в 60 лет), т = 10 лет = 3,156 • 10⁸ с и L = 2,9 • 10⁶ м, из (2.3) и (2.4) получаем оценку средней электропроводности мантии: о = а_ж ~ 60 (Ом • м)^-1. Фактически же заметной электропроводностью а_ш~(10²-10³) (Ом • м)^-1 обладает лишь нижняя мантия [30; 32]. Экранирование 60-летних и более короткопериодных вариаций осуществляется именно в нижней мантии.

Историю геомагнитного поля в геологическом прошлом изучает палеомагнитология [135], в основу которой положены, как известно, три гипотезы.

• 1. Направление и величина остаточной намагниченности горной породы соответствуют направлению и величине геомагнитного поля географического места и эпохе образования породы.
• 2. Достаточно заметная часть первоначальной остаточной намагниченности сохранилась до настоящих дней и может быть выявлена в результате лабораторных исследований.
• 3. Геомагнитное поле прошлых эпох, усредненное в интервалах времени порядка 10⁴ лет, представляет собой поле осевого диполя.

Рис. 2.1. Изменения 6Р (прерывистая кривая) и dP_m/dt (сплошная кривая) в интервале 1905-2005 годы

Наиболее уязвимой для критики является вторая гипотеза, поскольку с момента образования породы до наших дней в результате геологических и геохимических процессов ее первоначальная остаточная намагниченность могла претерпеть значительные изменения. По этой причине ранее полученные палеомагнитные данные, включая и определения палеонапряженности геомагнитного поля, постоянно подвергаются ревизии и дополнительному анализу. В 1995 году Ю.Д. Калинин [87] систематизировал имеющиеся к тому времени данные об изменениях геомагнитного поля в протерозое и фанерозое, т. е. до 2,7 млрд лет в прошлое. Были использованы данные, приведенные в работах [20; 177; 292].

Авторы [292], основываясь преимущественно на исследованиях, выполненных в 60-70-х годах прошлого столетия (в период бума палеомаг- нитных исследований), пришли к выводу, что более или менее надежными определениями палеонапряженности можно считать определения, осред- ненные за 100 млн лет в фанерозое и за 200 млн лет в протерозое. Эти результаты, заимствованные из [87], представлены на рис. 2.2. Данные о палеонапряженности Я_др геомагнитного поля обычно нормируют к современному значению Я₀. Если магнитное поле Земли и в прошлые эпохи имело преимущественно дипольный характер, то отношение Я_др/Я₀ равно отношению древнего и современного геомагнитных моментов.

Рис. 2.2. Изменения геомагнитного поля в фанерозое - протерозое [87]

В работе [292] отмечены две основные особенности изменений геомагнитного поля до 2,7 млрд лет в прошлое. Во-первых, это аномально низкое его значение в фанерозое, во-вторых, флуктуации величины поля около среднего значения, приблизительно равного современному, в протерозое. Авторы [292] не исключали, что такие особенности могут быть связаны с качеством экспериментальных данных, хотя трудно себе представить, что все значения Я_др/Я₀ в протерозое вследствие ошибок измерений получились завышенными в сравнении с фанерозойскими данными.

Определений величин Я_др/Я₀ для значительной части фанерозоя (примерно до 400 млн лет в прошлое) значительно больше, чем для протерозоя. Основываясь на результатах, представленных в работах [20; 177], Ю.Д. Калинин [87] аппроксимировал сглаженные изменения Я_др/Я₀ в фа- нерозое синусоидой с периодом 240 млн лет. Первый минимум приходится на границу «мел - юра» (примерно 140 млн лет назад). Максимум синусоиды - 260 млн лет, следующий минимум - 380 млн лет назад.

В последние годы группой исследователей из Объединенного института физики Земли им. О.Ю. Шмидта проводится большая работа по ревизии и анализу ранее полученных и собственных данных о палеонапряженности и инверсиях геомагнитного поля [109-111]. На рис. 2.3 из работы [111] представлены данные об интенсивности геомагнитного поля (Я_др/Я₀) и частоте его инверсий F (в единицах 1/(10 млн лет) в кайнозое, мезозое и позднем палеозое. На этом же рисунке показаны отклонения 5П угловой скорости вращения Земли от линейного тренда в интервале от 0 до 400 млн лет в прошлое. Линейным трендом аппроксимировано приливное замедление в суточном вращении Земли.

В отличие от работ [20; 177], в которых отношение Я_др/Я₀ имеет глубокий минимум (порядка 0,3) на протяжении почти всего мела и в юре, т. е. в интервале примерно от -80 до -200 млн лет, данные из [111] свидетельствуют, что до середины мела палеонапряженность была близка к современному значению. Глубокий минимум пришелся на относительно короткий интервал (минус 145-165 млн лет). Обращает на себя внимание хорошо выраженная отрицательная корреляция палеоинтенсивности геомагнитного поля и частоты его инверсий.

В геологических масштабах времени имеет смысл сопоставлять скорость суточного вращения Земли уже не с производной от геомагнитного момента dP_m/dt, а с величиной самого геомагнитного момента Р_т. Дело в том, что влияние вариаций Р_т на скорость суточного вращения Земли в геологических масштабах времени усредняется, зато сама величина геомагнитного момента (точнее величина дипольного поля) определяет электромагнитное сцепление мантии и ядра. Подробнее об этом будет сказано в п. 3 этой главы. Здесь же отметим, что согласно рис. 2.3 вариации скорости суточного вращения и интенсивности палеонапряженности в достаточной степени коррелированы. Из общей картины выбиваются два значения 6Г2, соответствующие моментам времени t = —220и — 300 млн лет. Для полного соответствия с кривой Я_др/Я₀ значения 6П в эти моменты времени должны были бы быть несколько выше.

Рис. 2.3. Изменения палеонапряженности (залитые ромбики), частоты инверсий (залитые точки) [111] и отклонений угловой скорости вращения Земли от линейного тренда (светлые точки) до 400 млн лет в прошлое

В заключение этого раздела нельзя не упомянуть еще об одной группе данных об истории геомагнитного поля - об археомагнитных данных, т. е. результатах исследований интенсивности и структуры геомагнитного поля в историческом прошлом. В основу этих исследований положено изучение термоостаточной намагниченности объектов, изготовленных руками человека с использованием их термической обработки (обжига в печах, кострах и т. п.). Основной метод исследования - это метод последовательных нагревов с измерением остаточной намагниченности (метод Телье) [37; 38]. По археомагнитным данным в последние 8 000 лет в изменении геомагнитного момента Р_т проявляется практически гармоническое колебание с периодом около 8 000-10 000 лет и амплитудой 0,3 • 10²² Ам². На рис. 2.4 показана сглаженная кривая отношения Я_др/Я₀. В начале нашей эры геомагнитный момент был примерно в 1,5 раза больше современного. Около 4 000-5 000 лет назад он был в 1,5 раза меньше современного.

Рис. 2.4. Сглаженная кривая изменений Я_др/Я₀ в последние 8 000 лет

Исследование характеристик так называемой 8 000-летней вариации напряженности геомагнитного поля в разных регионах земного шара показало, что имеют место изменения фазы и амплитуды этого колебания в зависимости от географического места наблюдения. Кроме того, анализ совокупности мировых данных свидетельствует о наличии в изменениях Я_др/Я₀ практически непрерывного спектра в диапазоне периодов 10²-10³ лет [131].