长安大学地球物理学原理-第8章 地球的电磁场

1、第八章 地球的电磁场p是研究地球本身及其周围空间电磁场的时是研究地球本身及其周围空间电磁场的时分布规律、构成、起源及应用的学科；分布规律、构成、起源及应用的学科；p是实验性极强的精密是实验性极强的精密观测观测学科。学科。p研究的理论基础是研究的理论基础是电磁学电磁学。p地磁学研究的对象：地球本身及其周围空地磁学研究的对象：地球本身及其周围空间的电磁场，即地球的磁场。间的电磁场，即地球的磁场。p地磁观测是地磁学科研究与发展的基础。地磁观测是地磁学科研究与发展的基础。 公元前公元前770770221221年春秋战国时期，人类发现年春秋战国时期，人类发现磁石及其相互吸引的现象。属于一般物理学的范磁石

2、及其相互吸引的现象。属于一般物理学的范畴，但为地磁学研究奠定了基础。畴，但为地磁学研究奠定了基础。 从有确切的文字记录算起，地磁学的发展大从有确切的文字记录算起，地磁学的发展大致经历了四个阶段：致经历了四个阶段：地磁学地磁学(观测观测)发展简史发展简史1. 1. 初期地磁学初期地磁学 公元前公元前250年公元年公元1600年，以中国发明指年，以中国发明指南针为标志。南针为标志。指南车的复原模型：指南车的复原模型：一种用来辨认方向的仪器。车上有一小人，一种用来辨认方向的仪器。车上有一小人，其手指的方向即为南方，传说司南、罗盘都是根据它而发明。其手指的方向即为南方，传说司南、罗盘都是根据它而发明。

3、 公元公元83810998381099年，指南针用于航海。年，指南针用于航海。 公元公元1111世纪，发现、观测磁偏角。世纪，发现、观测磁偏角。 公元公元12 1612 16世纪，发现磁倾角，磁世纪，发现磁倾角，磁偏角、磁倾角随地点有差异；发表第一篇偏角、磁倾角随地点有差异；发表第一篇论文。论文。 磁偏角、磁倾角的测量与资料积累几磁偏角、磁倾角的测量与资料积累几乎是这一阶段地磁研究的全部工作。乎是这一阶段地磁研究的全部工作。梦溪笔谈梦溪笔谈（沈括，沈括，10311095）中写道：）中写道：“方家方家以磁石磨针锋，则能指南，然常以磁石磨针锋，则能指南，然常微偏东微偏东，不全南也，不全南也”；北宋

4、时已将指南针用于航海（北宋时已将指南针用于航海（“舟师识地理，夜则观舟师识地理，夜则观星，昼则观日，隐晦则观指南针星，昼则观日，隐晦则观指南针”萍洲可谈萍洲可谈）。）。“阿房前殿，以木兰为梁，磁石为门，怀刃者止之阿房前殿，以木兰为梁，磁石为门，怀刃者止之”（三浦皇图三浦皇图）；）；2. 2. 早期地磁学早期地磁学16001893年，英国皇家医生吉尔伯特发表巨著年，英国皇家医生吉尔伯特发表巨著“地磁学地磁学”标志此阶段的开始。标志此阶段的开始。公元公元17世纪，发现磁偏角、磁倾角随时间的变化，世纪，发现磁偏角、磁倾角随时间的变化，提出地球磁场起源的假说（提出地球磁场起源的假说（吉尔伯特吉尔伯特）

5、。）。1702年编制了第一张全球地磁图（年编制了第一张全球地磁图（D D）；认识了）；认识了地磁场有缓慢的长期变化。地磁场有缓慢的长期变化。17991804年，发明并开始了磁场强度的测量。年，发明并开始了磁场强度的测量。3. 3. 近代地磁学近代地磁学 18391957年，以德国高斯将球谐分析理论用于地磁年，以德国高斯将球谐分析理论用于地磁研究为标志。研究为标志。 公元公元19世纪，建立地磁学的基本理论世纪，建立地磁学的基本理论高斯理论，高斯理论，用数学表达式描述地磁场；制作测量强度的仪器。用数学表达式描述地磁场；制作测量强度的仪器。 1915年，施密特（年，施密特（Adolf Schmidt

6、）制作刃口式磁力）制作刃口式磁力仪，大大提高了磁测精度仪，大大提高了磁测精度 1930s1930s，前苏联罗加乔夫研制成功感应式航空磁力仪，前苏联罗加乔夫研制成功感应式航空磁力仪 1940年恰普曼、巴特尔合写的经典著作年恰普曼、巴特尔合写的经典著作“地磁学地磁学”出出版。版。 这一阶段建立了地磁台、国际合作组织这一阶段建立了地磁台、国际合作组织IUGGIUGG、IAGAIAGA。4. 4. 现代地磁学现代地磁学 1957年以后，前苏联第一颗人造地球卫星上天开年以后，前苏联第一颗人造地球卫星上天开始了空间时代。始了空间时代。 人类走进太空，站在地球以外认识地磁场、迅速人类走进太空，站在地球以外认

7、识地磁场、迅速全面地观测地磁场；形成空间物理学。全面地观测地磁场；形成空间物理学。 对岩石磁性的研究建立了古地磁学。对岩石磁性的研究建立了古地磁学。 古地磁学研究为大陆漂移古地磁学研究为大陆漂移海底扩张海底扩张板块构造板块构造学说的建立提供了重要的依据。学说的建立提供了重要的依据。大西洋地磁偏角大西洋地磁偏角图（图（ 1701 年，年，哈雷）哈雷）返回中国地磁台站分布图（中国地震局）中国地磁台站分布图（中国地震局）国家级地磁台站省级、市县级地磁台站返回18周至综合地震台周至综合地震台第一节第一节 地磁场的构成与特点地磁场的构成与特点 地磁场地磁场: : 地球本身及其周围空间存在的电磁地球本身及

8、其周围空间存在的电磁场，即地球的场，即地球的磁场磁场。 地磁场是矢量场，地磁场是矢量场，地磁场磁感应强地磁场磁感应强度矢量记为度矢量记为 太阳扰日变化太阳扰日变化磁暴磁暴湾扰湾扰钩扰钩扰地磁脉动地磁脉动地地磁磁场场内源场内源场稳定场稳定场99%外源场外源场变化场变化场1%主磁场主磁场95%异常场异常场4%电磁感应场电磁感应场平静变化平静变化非非K变化变化干扰变化干扰变化K变化变化偶极子场偶极子场80%非偶极子场非偶极子场平静太阳日变化平静太阳日变化太阴日变化太阴日变化稳稳定定场场内源变化场内源变化场 变变化化场场通常用直角坐标系来描述通常用直角坐标系来描述，即，即XOY平面与地面相切平面与地面

9、相切，原点在观测点地面，原点在观测点地面，z轴指向地心，轴指向地心，x轴指向地轴指向地理北，理北，y轴指向东。轴指向东。 B地磁总场地磁总场 H地磁水平分量地磁水平分量 Z地磁垂直分量地磁垂直分量 X地磁北向分量地磁北向分量 Y地磁东向分量地磁东向分量 I地磁倾角地磁倾角 D地磁偏角地磁偏角DIOHYXZy (E) (N)xz( (指向地指向地心心) )B地磁七个要素中只要知道其中地磁七个要素中只要知道其中三个独立三个独立的要素，的要素，其余四个就可以计算，故称三个独立的要素为地其余四个就可以计算，故称三个独立的要素为地磁三要素。磁三要素。在地磁三要素中，磁偏角在地磁三要素中，磁偏角D是是必须

10、必须测量的，其它测量的，其它两个要素可根据实际情况任意选测。两个要素可根据实际情况任意选测。 地磁要素之间有如下关系：地磁要素之间有如下关系： HtgIZ,DsinHY,YXHZYXB22222T 地磁场的基本特征地磁场的基本特征u地磁场近似为地心偶极子磁场：地磁场近似为地心偶极子磁场： 地磁场的一级近似为一个置于地心的偶极子的磁场，这地磁场的一级近似为一个置于地心的偶极子的磁场，这个偶极子的磁轴和地轴斜交一个角度个偶极子的磁轴和地轴斜交一个角度(11.5)。 u地磁场是一个弱磁场地磁场是一个弱磁场 地磁场的平均值大约为地磁场的平均值大约为50000nT，在两极附近也不过，在两极附近也不过70

11、000nT 。u地磁场是一个稳定磁场地磁场是一个稳定磁场 SN冕洞太阳磁场：太阳磁场：局部磁场（主要指黑子场、整体磁场和普遍磁场。局部磁场（主要指黑子场、整体磁场和普遍磁场。太阳普遍磁场（太阳普遍磁场（a）和扇形磁场）和扇形磁场(b)示意图示意图1975年年2010年，磁场与太阳的年，磁场与太阳的11年活动周期相对应。年活动周期相对应。太阳黑子及产生机制太阳黑子及产生机制行星际磁场的扇形结构行星际磁场的扇形结构太阳磁场太阳磁场对地磁场产生很重要影响：（1）耀斑引起地磁暴（2）太阳风是形成地球磁层的外因（3）黑子11年（半周期）与地球大气 变化、地震活动相关 磁层磁层p磁层：从电离层以上直到行星

12、空间的区域，其中带电粒子所受到的磁场作用力已大于气体的压力，因而带电粒子的运动主要由这一区域中的地磁场控制，称这区域为磁层。p 向日面 10RE，背日面 30100RE，p Van Allen belts；极光。磁层磁层范范阿伦辐射带阿伦辐射带 木星极光木星极光地磁图地磁图地磁图：地磁图：某地磁要素在地图上（同一时刻）的等值某地磁要素在地图上（同一时刻）的等值线图线图。由于地磁要素随时间变化，一个地区的地磁测量时常由于地磁要素随时间变化，一个地区的地磁测量时常不是短时期能完成的，在制作等值图时，必须将不同时不是短时期能完成的，在制作等值图时，必须将不同时间的观测值，按照地磁场随时间的变化规律归

13、算到同一间的观测值，按照地磁场随时间的变化规律归算到同一指定时间。指定时间。由于观测点分布不均匀，通常采用高斯球谐分析的方由于观测点分布不均匀，通常采用高斯球谐分析的方法，得出高斯系数后，按一定公式算出磁场分布，然后法，得出高斯系数后，按一定公式算出磁场分布，然后绘出各种等值图。绘出各种等值图。 0BBB观郯郯庐庐断断裂裂带带磁磁异异常常地磁场模式地磁场模式1.球谐模式：球谐模式：用球谐级数表示地磁场分布。用球谐级数表示地磁场分布。最常用的方法，但不能反映地磁场场源的实际状最常用的方法，但不能反映地磁场场源的实际状况。况。2.偶极子模式：偶极子模式：是用若干个偶极子表示地磁场分是用若干个偶极子

14、表示地磁场分布。布。有助于阐明地磁场及长期变化的起源。有助于阐明地磁场及长期变化的起源。3.电流环模式：电流环模式：是用若干电流环表示地磁场分布。是用若干电流环表示地磁场分布。有助于阐明地磁场及长期变化的起源，且物理意有助于阐明地磁场及长期变化的起源，且物理意义最为明确，计算较偶极子模式繁琐。义最为明确，计算较偶极子模式繁琐。高斯球谐分析解决了两个问题：高斯球谐分析解决了两个问题：能不能找到一个适当的数学表达式把地能不能找到一个适当的数学表达式把地磁要素的地面分布表示成地理坐标的函数；磁要素的地面分布表示成地理坐标的函数；地磁场到底是起源于地球内部还是地球地磁场到底是起源于地球内部还是地球外部

15、。外部。地磁场满足地磁场满足麦克斯韦麦克斯韦方程组：方程组：tDjHB40B= H, 0地球电磁场地球电磁场是缓变场是缓变场0tD 地球表面附地球表面附近，近，空气可空气可视为绝缘体视为绝缘体0 H0 EjtDjHB400HUH02 U磁位磁位U的负梯度即为磁场强度的负梯度即为磁场强度H ： H = -U在球坐标系下解上述拉普拉斯方程，并求在球坐标系下解上述拉普拉斯方程，并求出磁场强度表达式，便可得到描述地磁场出磁场强度表达式，便可得到描述地磁场的基本理论的基本理论高斯理论高斯理论。 取以球心为原点的球坐标系，极轴取为地球自转轴并指向北取以球心为原点的球坐标系，极轴取为地球自转轴并指向北极，极

16、，r为球心为球心O至测点至测点P的距离，的距离， 为余纬度为余纬度， 为经度。则为经度。则 ：0Usinr1Usinsinr1rUrrr12222222其其解解为：为： )(cosP)msindmcosc (r)msinbmcosa (r ), r (Umnmnmnn0nn0mmnmn)1n(采用采用施密特形式施密特形式的缔合勒让德函数的缔合勒让德函数 )(cosP)!mn()!mn(2)(cosPmn21mmn) 1( , 1)0( , 2mmm其中其其解解可可表示表示为：为： )(cosP)msinDmcosC(r)msinBmcosA(r ), r (Umnmnmnn0nn0mmnmn)

17、1n(021mmn0mn)!mn()!mn(2aA具有具有类似类似的表达式。的表达式。mnBmnCmnD其其中中： 通解包含两个部分：通解包含两个部分：第一部分：第一部分： 项，其磁势表示为项，其磁势表示为Ui；第二部分：第二部分： 项项,相应的磁势表示为相应的磁势表示为Ue。Ui随随r增大而减小，当增大而减小，当r 时，时，Ui0；Ue随随r减小减小而减小，当而减小，当r 0时，时，Ue0。因为拉普拉斯方程解的适用范围应是无源的，所以因为拉普拉斯方程解的适用范围应是无源的，所以Ui为地球内部场源的磁势，为地球内部场源的磁势，Ue为地球外部场源的磁势。为地球外部场源的磁势。即：即： 项代表内源

18、场部分项代表内源场部分, 项代表外源场部分。项代表外源场部分。)1( nrnrnr)1( nr)(cos)sincos()sincos(),(00)1(0mnmnmnnnnmmnmnnPmDmCrmBmArrUrAUi/000000A000C当n0时，m=0，此时，Ue是一个同是一个同r无关的常数，这个常数只能为无关的常数，这个常数只能为0，故，故000CUe显然显然Ui是磁单极的磁势，而磁单极是不存在的是磁单极的磁势，而磁单极是不存在的,故应有故应有)(cosP)msinkmcosj (Rr)msinhmcosg(rRR), r (Umnmnmnn1nn0mmnmn1n0)2n(mnmnRA

19、g)2n(mnmnRBh1nmnmnRCj1nmnmnRDk近地空间任一点的磁位表达式近地空间任一点的磁位表达式：其中其中：地表任一点的磁位表达式地表任一点的磁位表达式)(cosP)msinkmcosj ()msinhmcosg(R),R(Umnmnmn1nn0mmnmn0球球心心坐坐标标与与地地面面直直角角坐坐标标地表任一点磁场的磁位表达式地表任一点磁场的磁位表达式100)(cossin)(cos)(),(nnmmnmnmnmnmnRrddPmkhmjgUrBX100)(cossincos)(sin)(sin),(nnmmnmnmnmnmnRrPmmkhmjgUrBY1nn0mmnmnmnm

20、nmnRr0)(cosPmsinnkh) 1n(mcosnjg) 1n(rU),(Z地表任一点磁场的磁位表达式地表任一点磁场的磁位表达式显然，地磁场已表示为显然，地磁场已表示为地面各点坐标地面各点坐标( , )的函数的函数 。高斯系数的确定高斯系数的确定将各测点、分量观测值，代入地表各分量高斯将各测点、分量观测值，代入地表各分量高斯级数表达式，建立方程组，解方程组得高斯系级数表达式，建立方程组，解方程组得高斯系数。数。只能求取有限阶高斯系数。只能求取有限阶高斯系数。若取若取nN阶，至少要阶，至少要N（N+2）个三分量测）个三分量测点；点；测点足够多，且在全球的分布比较均匀合理，测点足够多，且在

21、全球的分布比较均匀合理，以近似满足球谐函数的正交性。以近似满足球谐函数的正交性。一般采用最小二乘法解方程组。一般采用最小二乘法解方程组。g10 = -3062.50 nT h11 = 578.47 nT j10 = -4.82 nT k11 = -1.13 nT地磁场的主体是内源场地磁场的主体是内源场地球主磁场地球主磁场: :v起源起源于地球于地球内部内部并构成磁场并构成磁场主体主体的的稳定稳定场称作地场称作地球主磁场（基本磁场）。球主磁场（基本磁场）。)(cosP)msinhmcosg(rRR), r (Umn1nn0mmnmn1n0v地球主磁场地球主磁场可以直接反映各种深度、甚至地核可以直

22、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、物质运动的物理过程，包括深部的温度、压力、物质运动等变化过程。等变化过程。v对主磁场的观测与研究是地磁学中的重要内容。对主磁场的观测与研究是地磁学中的重要内容。v地球主磁场起源于地球内部，则：地球主磁场起源于地球内部，则：地表上任意点地球主磁场的数学表达地表上任意点地球主磁场的数学表达1nn0mmnmnmnd)(cosdP)msinhmcosg(),(X1nn0mmnmnmn)(cosPsinm)mcoshmsing(),(Y1nn0mmnmnmn)(cosP)msinhmcosg)(1n(),(Z地球主磁场的高斯球谐分析地球主磁场的高

23、斯球谐分析v在实际工作中，对地球表面有磁场的强度和方向在实际工作中，对地球表面有磁场的强度和方向的的测量值测量值，进行，进行长期变化长期变化和和短期变化短期变化的的改正改正，统一，统一校正到校正到，这些校正后的测量值便是该，这些校正后的测量值便是该时刻的主磁场。时刻的主磁场。v将校正后的各测点、分量观测值，代入将校正后的各测点、分量观测值，代入地球主磁地球主磁场场地表各分量高斯级数表达式，建立方程组，解方地表各分量高斯级数表达式，建立方程组，解方程组得高斯系数。程组得高斯系数。01g11g11h02g12g22g12h22hv高斯系数是理论值；高斯系数是理论值；v不同年代数值不同，即地球主磁场

24、是变不同年代数值不同，即地球主磁场是变化的。化的。v选择的测点不同，计算数值不同。选择的测点不同，计算数值不同。v高斯系数是客观的，如何高斯系数是客观的，如何？地球主磁场的高斯（球谐）系数地球主磁场的高斯（球谐）系数国际地磁参考场国际地磁参考场v1968年通过了年通过了1965年的国际地磁参考场年的国际地磁参考场（IGRF）作为全世界通用的正常地磁场的标）作为全世界通用的正常地磁场的标准，使用期为准，使用期为1965年年1975年；年；v1975年接受了年接受了1975年的国际地磁参考场；年的国际地磁参考场；v1981年通过了年通过了1980年国际地磁参考场；同年国际地磁参考场；同时还通过了修

25、正的时还通过了修正的1965年、年、1970年及年及1975年的国际参考场高斯系数年的国际参考场高斯系数(DGRF)。v高斯公式的物理意义高斯公式的物理意义： n=1, 代表磁偶极子代表磁偶极子, 三三个磁偶极子相互垂直；个磁偶极子相互垂直； n=2, 代表代表4极子；极子； n=3, 代表代表8极子，等等。极子，等等。总的磁标势是各个简单多总的磁标势是各个简单多极子叠加而成的。极子叠加而成的。国际地磁参考场国际地磁参考场(IGRF), n=10总磁场强度（总磁场强度（B）等值线图）等值线图与纬度线大致平行，在磁赤道与纬度线大致平行，在磁赤道Z=0，向两极绝对增大，向两极绝对增大，约为磁赤道水

26、平强度的两倍，磁赤道以北约为磁赤道水平强度的两倍，磁赤道以北Z0，以南，以南Z0。垂直强度（垂直强度（Z）等值线图）等值线图从一点出发汇聚于另一点的曲线簇，两条零偏从一点出发汇聚于另一点的曲线簇，两条零偏线将全球分为正负两个部分，等偏线在南北两半球上线将全球分为正负两个部分，等偏线在南北两半球上汇聚于四个点，两个是磁极，两个是地理极。汇聚于四个点，两个是磁极，两个是地理极。磁偏角磁偏角D的零偏线由蒙古穿过我国西部延伯至尼泊尔、印度。零的零偏线由蒙古穿过我国西部延伯至尼泊尔、印度。零偏线以东，偏角变化由偏线以东，偏角变化由0到到11 (西西)；零偏线以西，脑角变化；零偏线以西，脑角变化从从0到到

27、5(东东)。磁倾角磁倾角I从南到北由从南到北由-10增至增至+70 几个中心：几个中心：东亚正异常东亚正异常，南大西洋和南印度洋正异常，南大西洋和南印度洋正异常，非洲负非洲负异常，澳洲负异常异常，澳洲负异常。非偶极子磁场的成因还不很清楚，一般认。非偶极子磁场的成因还不很清楚，一般认为起源于核、幔边界的物质对流。为起源于核、幔边界的物质对流。假设有孤立磁荷，则也有磁力（电磁库仑定律）：假设有孤立磁荷，则也有磁力（电磁库仑定律）：221041rqqFmm磁位磁位0真空中磁导率真空中磁导率0 （亨利（亨利/米）米）7104)/(4120mArqFm磁位磁位磁场强度的磁场强度的定义定义：单位正磁荷所受

28、的力。：单位正磁荷所受的力。真空中，磁感应强度真空中，磁感应强度B定义为：定义为：)(0TFBB和和H：描述磁场性质的两个不同的物理量。：描述磁场性质的两个不同的物理量。UF磁位磁位稳定磁场稳定磁场F也是保守场，故也可以引入磁位也是保守场，故也可以引入磁位U对于对于磁单极磁单极，磁位：，磁位：)(4120ArqUmmlMmmq2磁极矩磁偶极子磁场磁偶极子磁场P点磁位点磁位U)(41120rqrqUUUmmqqmm30302020001204141cos41cos241)cos1cos1 (41coscos(41)(41rrrMrlqrlrlrqlrqlrqrqrqUmmmmmmmrMrM ）（

29、磁极矩lMmq2）（磁矩0mMM 磁偶极子磁位磁偶极子磁位3041rUrM 其中其中M为偶极子磁矩。为偶极子磁矩。假 定 地 心 偶假 定 地 心 偶极 子 的 磁 矩极 子 的 磁 矩为为M，M与地与地球 自 转 轴 夹球 自 转 轴 夹角为角为( - 0)，经度角为经度角为 0； 0亦称极角，亦称极角， 0即方位角；即方位角；偶 极 子 的 轴偶 极 子 的 轴即地磁轴。即地磁轴。 地表任意点地表任意点P P点磁位：点磁位：sin)(cosPcos)(cosP)(cosP414sinsincossincos44rMU1111013yxz23yxz3yxzMMMrrMMMrYMXMZMr地球

30、主磁场高斯级数的一阶项（n=1）为： sin)(cosPhcos)(cosPg)(cosPgRU1111111101013102r113011300130hR4,gR4,gR4yxzMMM令： 得： 1UU 地球主磁场的一阶项（n=1）是地心偶极子场。由地磁场的高斯分析可知，地球主磁场的主要部分是地心偶极子场。这是地球主磁场的一个主要特征。 偶极子磁矩（地球磁矩）为：偶极子磁矩（地球磁矩）为： 21121120130)h()g()g(R42z2y2xMMMM只要知道一阶高斯系数，就可算出地球磁矩。只要知道一阶高斯系数，就可算出地球磁矩。高斯系数是随时间变化的，不同年代的地球磁高斯系数是随时间变

31、化的，不同年代的地球磁矩也是不同的。矩也是不同的。地球磁矩的大小直接反映了地磁场的强弱。地球磁矩的大小直接反映了地磁场的强弱。经计算，经计算，1980年的地球磁矩为年的地球磁矩为M=7.91 1022Am2。 00000cossinsincossinMMMMMMzyx由于可得地心偶极子的极角0与方位角0： 11110012112110ghtgg)h()g(tgxyz2y2xMMMMM01g11g11hM可以分解成互相垂直的三个分量可以分解成互相垂直的三个分量Mz、Mx、My。Mz与地球自转轴重合，方向由地理北极指向与地球自转轴重合，方向由地理北极指向南极，称为轴向偶极子。南极，称为轴向偶极子。

32、Mx与与My都位于赤道都位于赤道平面内，称之为赤道偶极子。平面内，称之为赤道偶极子。 比比 与与 大得多，所以在地心偶极子大得多，所以在地心偶极子场中，轴向偶极子场占主要部分。场中，轴向偶极子场占主要部分。1980年国际地磁参考场高斯系数年国际地磁参考场高斯系数地磁轴地磁轴与地球表面的两个与地球表面的两个交点交点称为地磁北极与地称为地磁北极与地磁南极。磁南极。地磁极地磁极(geomagnetic poles)与与磁极磁极(magnetic poles) 不同。不同。地磁南北极的连线是地磁轴，即地心偶极地磁南北极的连线是地磁轴，即地心偶极子磁轴，必然通过地心。磁极由实测结果确定，是地磁图上子磁轴

33、，必然通过地心。磁极由实测结果确定，是地磁图上倾角为倾角为90而等偏线汇聚的两个点而等偏线汇聚的两个点(实际上可由各年代高斯系实际上可由各年代高斯系数计算出数计算出)。两个磁极的连线不一定通过地心。两个磁极的连线不一定通过地心。1980年国际地磁参考场资料计算得的地磁北极位置为：地年国际地磁参考场资料计算得的地磁北极位置为：地磁北极：磁北极：78.8N，70.8W；而；而1980年实测的南北磁极位置年实测的南北磁极位置为：北磁极：为：北磁极：78.2N，102.9W，南磁极：，南磁极：65.6S，139.4E地磁轴地磁轴与地球表面的两个与地球表面的两个交点交点称为地磁北极与地称为地磁北极与地磁

34、南极。磁南极。地磁极地磁极(geomagnetic poles)与与磁极磁极(magnetic poles) 不同。不同。地磁南北极的连线是地磁轴，即地心偶极地磁南北极的连线是地磁轴，即地心偶极子磁轴，必然通过地心。磁极由实测结果确定，是地磁图上子磁轴，必然通过地心。磁极由实测结果确定，是地磁图上倾角为倾角为90而等偏线汇聚的两个点而等偏线汇聚的两个点(实际上可由各年代高斯系实际上可由各年代高斯系数计算出数计算出)。两个磁极的连线不一定通过地心。两个磁极的连线不一定通过地心。1980年国际地磁参考场资料计算得的地磁北极位置为：地年国际地磁参考场资料计算得的地磁北极位置为：地磁北极：磁北极：78

35、.8N，70.8W；而；而1980年实测的南北磁极位置年实测的南北磁极位置为：北磁极：为：北磁极：78.2N，102.9W，南磁极：，南磁极：65.6S，139.4E地磁坐标地磁坐标v地磁坐标：以地磁轴地磁坐标：以地磁轴作为极轴的坐标系。作为极轴的坐标系。v地面一点的该点的矢地面一点的该点的矢径与地磁轴的夹角称为径与地磁轴的夹角称为该点的该点的地磁余纬度地磁余纬度 ；过这一点与地磁极的子过这一点与地磁极的子午面，同过地磁极与地午面，同过地磁极与地理极的子午面的夹角称理极的子午面的夹角称为该点的为该点的地磁经度地磁经度 。测点地磁坐标测点地磁坐标sin)sin(sinsin)cos(sinsin

36、coscoscos0000由地磁北极的地理坐标由地磁北极的地理坐标( 0, 0)与测点的地理坐标与测点的地理坐标( , )，求测点的地磁坐求测点的地磁坐标标( , )1980年北京台与余山台的地磁经纬度与地理经年北京台与余山台的地磁经纬度与地理经纬度分别为：纬度分别为：地磁坐标地磁坐标北京台：北京台：余山台：余山台：NEEE 9 .282 .1862220400301116NEEE 9 .282 .1862220400301116在地磁坐标中，地心偶极子的磁势为：在地磁坐标中，地心偶极子的磁势为：地磁坐标下地表任一点的地磁要素地磁坐标下地表任一点的地磁要素MUMMrcosr4Mr423则地表一

37、点的磁场强度为：则地表一点的磁场强度为：cosr2Mr0sinrsinrM4r3000300UBZUBYUBXr地磁坐标下地表任一点的地磁要素地磁坐标下地表任一点的地磁要素磁场总强度（磁感应强度）为：磁场总强度（磁感应强度）为：20222Tcos314ZYXB3rM由磁场水平分量与垂直分量的比值，得由磁场水平分量与垂直分量的比值，得磁场倾角磁场倾角公式：公式：ctg2tg2tgI此公式把此公式把磁倾角磁倾角与与地磁纬度地磁纬度联系起来，是表示偶联系起来，是表示偶极子磁场中各参量关系的一个重要公式，它在极子磁场中各参量关系的一个重要公式，它在古古地磁学地磁学中有重要的作用。中有重要的作用。偶极子

38、场梯度偶极子场梯度水平梯度（沿磁子午线方向的梯度水平梯度（沿磁子午线方向的梯度)/(2cosr2M)/(2sinrM43030radnTHZctgZradnTZHtgH偶极子场梯度偶极子场梯度垂直梯度（沿高度方向的梯度垂直梯度（沿高度方向的梯度)/(3sinr6M4)/(3cosr3M44040kmnTZrrZkmnTHrrH偶极子场梯度偶极子场梯度例如，没北京台的例如，没北京台的Z：46194nT，H：29884nT，则北京地区的地磁场梯度为则北京地区的地磁场梯度为)/(4 . 9)/(1040)/(6 . 3)/(409)/(7 .21)/( 1 .14kmnTnTZkmnTnTHkmnT

39、rZkmnTrHRrRrRrRr地磁场的长期变化v地球的主磁场不是恒定的，而随时间作缓慢变化，这地球的主磁场不是恒定的，而随时间作缓慢变化，这种变化称为主磁场的种变化称为主磁场的长期变化长期变化。v研究这种变化的时空分布规律对于了解地球内部物质研究这种变化的时空分布规律对于了解地球内部物质的性质和运动具有重要意义。的性质和运动具有重要意义。v地磁场的长期变化可能具有下列各种周期：即地磁场的长期变化可能具有下列各种周期：即22年年，5070年年，120年年，180年年，500 600年年，1000年年以及以及7000 8000年年等。等。v通常用某一年的长期变化率来表示这一年地磁要素的通常用某一

40、年的长期变化率来表示这一年地磁要素的变化大小。变化大小。v通过世界各地地磁台长期连续观测和古地磁进行研究通过世界各地地磁台长期连续观测和古地磁进行研究地磁场的长期变化地磁场的长期变化地球磁矩的长期变化地球磁矩的长期变化 v在最近一百年内，地球在最近一百年内，地球磁矩衰减了磁矩衰减了5；v近近1000 年来，地球磁年来，地球磁矩大约减小了矩大约减小了25 %；v400 年来减小年来减小17 %；1835年为年为8.5x1022Am21900年为年为8.32x1022Am2 1980年为年为7.91x1022Am22000年为年为7.78x1022Am2两千年后，接近两千年后，接近0！ 磁磁极倒转

41、极倒转(?) 地地磁磁等等偏偏线线反反映映的的向向西西漂漂移移 非偶极场的西向漂移多数研究者认为是由于非偶极场的西向漂移多数研究者认为是由于地核相对于地幔以固定速度旋转而引起的。地核相对于地幔以固定速度旋转而引起的。0.163 /0.202 /0.139 /XYttZt年，年,年 Y分量的漂移速度恰恰是地核相对于地幔的旋转速度。地磁场长期变特征地磁场长期变特征 （1）时间特征）时间特征 存在存在变化周期变化周期,周期有周期有22年年, 5070年年, 120年年, 180年年, 500600年年,1000年以及年以及70008000年等。年等。地磁场长期变特征地磁场长期变特征 （2）空间特征）

42、空间特征 存在存在西漂西漂：磁极：磁极西漂速度约西漂速度约5/ha 。异常中心西漂速度约异常中心西漂速度约18/ha 。地磁场长期变特征地磁场长期变特征 （3）整体特征整体特征 地心偶极子的强度和方向的缓慢变化地心偶极子的强度和方向的缓慢变化; 地磁偶极矩以每年地磁偶极矩以每年5%的速度减小的速度减小 ; 磁极位置缓慢移动，即偶极矩方向缓磁极位置缓慢移动，即偶极矩方向缓慢变化慢变化 。极性倒转的长期变化极性倒转的长期变化v在测定岩石的剩余磁性时，发现相当一批岩在测定岩石的剩余磁性时，发现相当一批岩石的磁化方向与现在的地磁场方向相反，于是石的磁化方向与现在的地磁场方向相反，于是就推测就推测地磁场

43、发生了地磁场发生了180的改变，原来的磁北的改变，原来的磁北极转变为磁南极，磁南极则变成了磁北极。这极转变为磁南极，磁南极则变成了磁北极。这种现象被称为地磁极倒转或地磁场翻转。种现象被称为地磁极倒转或地磁场翻转。v事实证明，在地球历史上确实发生过这种变事实证明，在地球历史上确实发生过这种变化，而且还一再地发生。化，而且还一再地发生。p从从1940s开始，由于军事上的需要对海底磁场进行了开始，由于军事上的需要对海底磁场进行了系统的观测，发现以大洋脊为中心，两侧对称地交替分系统的观测，发现以大洋脊为中心，两侧对称地交替分布着正磁极性布着正磁极性(磁极与现代的一致磁极与现代的一致)与反磁极性与反磁极

44、性(磁极与现磁极与现代相反代相反)的两类岩石；离扩张中心越远，岩石年龄越老。的两类岩石；离扩张中心越远，岩石年龄越老。为地球科学中的板块构造理论的出现，提供了重要的依为地球科学中的板块构造理论的出现，提供了重要的依据。据。p随着取得的资料增多，逐步建立了以不同时期地磁极随着取得的资料增多，逐步建立了以不同时期地磁极翻转为主要特征的地磁年代表。翻转为主要特征的地磁年代表。一种地磁极性期平均可一种地磁极性期平均可持续持续22万年万年(短的仅持续短的仅持续3万年，长的可达万年，长的可达500万年万年)。每每次磁极倒转过程仅持续数百年到上千年，此时表现为磁次磁极倒转过程仅持续数百年到上千年，此时表现为

45、磁场强度大幅度减弱，磁极缓慢转动，直到完全翻转，才场强度大幅度减弱，磁极缓慢转动，直到完全翻转，才达到稳定。达到稳定。磁极倒转磁极倒转n地磁场极性倒转的发现极大地推动了古地磁地磁场极性倒转的发现极大地推动了古地磁学的发展学的发展n在全球广泛开展了对火山岩、沉积岩、海底在全球广泛开展了对火山岩、沉积岩、海底和湖底沉积的古地磁测量和湖底沉积的古地磁测量.（黄土沉积的古地（黄土沉积的古地磁研究带着我国独有的特色）磁研究带着我国独有的特色）n由此产生的由此产生的“地磁极性年表地磁极性年表”，为地质学提，为地质学提供了一个独立的时间标尺。供了一个独立的时间标尺。磁极倒转磁极倒转地球磁场起源地球磁场起源v

46、地球磁场起源问题一直是一个没有解决的重地球磁场起源问题一直是一个没有解决的重大地球物理难题。大地球物理难题。v大量的地磁资料，丰富的地磁现象强烈地吸大量的地磁资料，丰富的地磁现象强烈地吸引着擅长理性思维，爱好寻根问底的数学家、引着擅长理性思维，爱好寻根问底的数学家、物理学家物理学家v地球磁场：令科学家着迷地球磁场：令科学家着迷地球磁场起源地球磁场起源地磁场起源理论需地磁场起源理论需回答回答的基本的基本问题问题：v为什么地球会有磁场？为什么地球会有磁场？v为什么地磁场会长期存在为什么地磁场会长期存在（至少为地球年龄的（至少为地球年龄的70%）？v为什么地磁场中偶极子场占优势？为什么地磁场中偶极子

47、场占优势？v为什么地磁场长期缓慢变化，而变化又不大？为什么地磁场长期缓慢变化，而变化又不大？v为什么平均地磁轴与地球自转轴相吻合？为什么平均地磁轴与地球自转轴相吻合？v为什么地磁场极性会倒转而且地磁场倒转频率很大？为什么地磁场极性会倒转而且地磁场倒转频率很大？v为什么没有占优势极性？为什么没有占优势极性？v不仅解释过去，还要不仅解释过去，还要预言预言未来地磁场未来地磁场趋势趋势地球磁场起源地球磁场起源为什么其它一些行星、卫星也有磁场？这些磁场是否可以用统一机制来解释？地球磁场起源地球磁场起源发电机学说发电机学说自激发电机学说自激发电机学说均匀发电盘均匀发电盘2000年年Bruce A. Buf

48、fett在巨型计算机上的模拟结果：在巨型计算机上的模拟结果：模拟结果演示模拟结果演示能源问题尚难定论；能源问题尚难定论；重要参数（如地核环流场强度、重要参数（如地核环流场强度、粘性）难以准确估计；粘性）难以准确估计；地核流动状态众说纷纭地核流动状态众说纷纭发动机理论和数值模拟需要发展发动机理论和数值模拟需要发展完善完善自激发电机学说自激发电机学说v地核的运动地核的运动v月球无磁场月球无磁场（现在）（现在）v古地磁学古地磁学是是地磁学地磁学的一个分支，兴起于的一个分支，兴起于20世纪世纪世纪世纪50年代，从年代，从60、70年代迅速年代迅速发展。发展。v它是通过圈定它是通过圈定岩石剩余磁化强度岩

49、石剩余磁化强度来研究来研究史前地质时期地磁场及其演化规律的一门史前地质时期地磁场及其演化规律的一门学科。学科。v物理基础是物理基础是岩石磁性岩石磁性和和地磁场轴向偶极地磁场轴向偶极子子的假定。的假定。n岩石的磁性岩石的磁性n古地磁学的基本原理古地磁学的基本原理n古地磁学的工作方法古地磁学的工作方法n古地磁学的研究成果及其应用古地磁学的研究成果及其应用物质磁性物质磁性带电粒子运动带电粒子运动 物质磁性物质磁性原子总磁矩：原子总磁矩： 电子轨道磁矩；电子轨道磁矩； 电子自旋磁矩；电子自旋磁矩； 原子核自旋磁矩原子核自旋磁矩.结构不同结构不同 表现不同表现不同物质磁性物质磁性结构不同结构不同 表现不

50、同表现不同分三类：分三类：抗磁性、顺磁性、铁磁性抗磁性、顺磁性、铁磁性抗磁性：抗磁性：1、本身没有净剩磁矩、本身没有净剩磁矩(1)各电子层中，电子成对出现，自旋方向各电子层中，电子成对出现，自旋方向相反，自旋磁矩抵消相反，自旋磁矩抵消;(2)相邻轨道相互作用，抵消轨道磁矩。相邻轨道相互作用，抵消轨道磁矩。2、外磁场作用下，运动电子（轨道）受到、外磁场作用下，运动电子（轨道）受到罗伦茨力，绕外磁场旋进，角速度罗伦茨力，绕外磁场旋进，角速度的方向的方向与与H相同，产生的磁场方向相反抗磁性。相同，产生的磁场方向相反抗磁性。抗磁性：抗磁性：抗磁性是普遍的抗磁性是普遍的与温度无关；与温度无关；去掉外磁场

51、，附加磁矩消失，即磁性消失去掉外磁场，附加磁矩消失，即磁性消失顺磁性：顺磁性：1、电子层中，有非对称的电子，其自旋磁、电子层中，有非对称的电子，其自旋磁矩未被抵消，在作用下，转向平行；矩未被抵消，在作用下，转向平行；2、无外磁场时，杂乱排列，不显示磁性，、无外磁场时，杂乱排列，不显示磁性，有外磁场时，转向，显示顺磁性。有外磁场时，转向，显示顺磁性。顺磁性：顺磁性：与（绝对）温度成反比（居里定律）与（绝对）温度成反比（居里定律）发展了通过磁化率测定，确定原子磁矩的发展了通过磁化率测定，确定原子磁矩的重要实验方法重要实验方法去掉外磁场，附加磁矩消失，即磁性消失去掉外磁场，附加磁矩消失，即磁性消失铁

52、磁性：铁磁性：某些物质（某些物质（Fe,Co,Ni）含有非成对电子，）含有非成对电子，电子自旋磁矩构成原子磁矩，由于相邻原子电子自旋磁矩构成原子磁矩，由于相邻原子彼此相互发生交换力的作用，迫使这些电子彼此相互发生交换力的作用，迫使这些电子保持自旋平行，即使没有外磁场作用，也在保持自旋平行，即使没有外磁场作用，也在局部局部“区域区域”内产生平行排列，这种磁化叫内产生平行排列，这种磁化叫自发磁化自发磁化，小区域称为，小区域称为“磁畴磁畴”。铁磁性磁化过程：（与外磁场关系，温度不变）铁磁性磁化过程：（与外磁场关系，温度不变） 无外磁场作用时，各磁畴的取向混乱，不呈磁性；无外磁场作用时，各磁畴的取向混

53、乱，不呈磁性； 施加外磁场时，磁畴结构发生变化，畴壁移动，磁施加外磁场时，磁畴结构发生变化，畴壁移动，磁畴转动，显示出宏观磁性；畴转动，显示出宏观磁性； 当外磁场增加时，磁畴的磁化方向都接近磁场的方当外磁场增加时，磁畴的磁化方向都接近磁场的方向，外磁场继续增加时，磁化方向趋于饱和，磁化强向，外磁场继续增加时，磁化方向趋于饱和，磁化强度不再增加；度不再增加； 如果减小外磁场直到零，磁化并不按原过程返回，如果减小外磁场直到零，磁化并不按原过程返回，而落后于外磁场变化，外磁场为零时，仍保留部分磁而落后于外磁场变化，外磁场为零时，仍保留部分磁化强度（剩余磁化强度）。化强度（剩余磁化强度）。铁磁性：铁磁

54、性：在很弱的外磁场中就可以被磁化到饱和在很弱的外磁场中就可以被磁化到饱和对已经完全退磁的铁磁样品，在外磁场为对已经完全退磁的铁磁样品，在外磁场为零时，对外不显现宏观磁性零时，对外不显现宏观磁性温度高于居里点时，温度高于居里点时，铁磁性铁磁性顺磁性顺磁性铁磁性的类型：铁磁性的类型：三种：三种：铁磁性铁磁性; 反铁磁性反铁磁性; 亚铁磁性亚铁磁性.矿物的磁性：矿物的磁性：v抗磁性、顺磁性、铁磁性抗磁性、顺磁性、铁磁性铁磁性矿物：铁磁性矿物：自然界中不存在纯铁磁性矿物。自然界中不存在纯铁磁性矿物。最重要的磁性矿物当推铁最重要的磁性矿物当推铁-钛氧化物。钛氧化物。地壳中纯磁铁矿少见，大多由不同比例的地

55、壳中纯磁铁矿少见，大多由不同比例的铁、钛、氧组成复杂的固熔体，它是典型的铁、钛、氧组成复杂的固熔体，它是典型的亚铁磁性。亚铁磁性。磁铁矿不仅有较强的磁化率，且有较强的磁铁矿不仅有较强的磁化率，且有较强的剩余磁性，其变化范围较大。剩余磁性，其变化范围较大。岩石的磁性岩石的磁性 岩石的磁性与岩石中铁磁性矿物的有无、含量的岩石的磁性与岩石中铁磁性矿物的有无、含量的多少，颗粒的大小及其分布情况直接有关。多少，颗粒的大小及其分布情况直接有关。(一一).沉积岩：沉积岩：磁性较弱。沉积岩的磁化率主要决定于副矿物磁性较弱。沉积岩的磁化率主要决定于副矿物(磁铁矿、磁赤铁磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿等）的含量及成分矿

56、、赤铁矿等）的含量及成分.(二二).火成岩：火成岩：1.侵入岩的磁化率随岩石的基性增强而增大；侵入岩的磁化率随岩石的基性增强而增大；2.超基性岩磁性最强，基性、中性岩次之；超基性岩磁性最强，基性、中性岩次之；3.花岗岩建造的侵入岩，磁化率不高，喷发岩磁化率变化大；花岗岩建造的侵入岩，磁化率不高，喷发岩磁化率变化大；4.火成岩具有明显的天然剩磁。火成岩具有明显的天然剩磁。(三三).变质岩：变质岩：其磁性与原来基质有关，也与生成条件有关其磁性与原来基质有关，也与生成条件有关. 一般情况下，岩石的磁性是在其形成过程中获得一般情况下，岩石的磁性是在其形成过程中获得的。由于岩石成份和形成过程的差异，岩石

57、的磁性的。由于岩石成份和形成过程的差异，岩石的磁性（磁化率）存在着很大差异。岩石磁性不仅与其矿物（磁化率）存在着很大差异。岩石磁性不仅与其矿物组成有关，而且与矿物结构构造以及所处的物理环境组成有关，而且与矿物结构构造以及所处的物理环境有关。大量岩石标本测试和统计以及岩石物理学研究有关。大量岩石标本测试和统计以及岩石物理学研究结果表明，影响岩石磁性的主要因素有以下几个方面结果表明，影响岩石磁性的主要因素有以下几个方面 铁磁性矿物含量铁磁性矿物含量 铁磁性矿物结构与颗粒大小铁磁性矿物结构与颗粒大小 温度、压力温度、压力p热剩余磁性热剩余磁性p化学剩余磁性化学剩余磁性p沉积剩余磁性沉积剩余磁性p粘滞

58、剩余磁性粘滞剩余磁性热剩余磁性：热剩余磁性：在恒定磁场作用下，岩石从在恒定磁场作用下，岩石从居里点以上温度居里点以上温度逐渐冷却到居里点以下，逐渐冷却到居里点以下，在这个过程中受磁化所获得的剩磁。在这个过程中受磁化所获得的剩磁。热剩磁的特点：热剩磁的特点：v强度大（强度大（在弱磁场中，热剩磁比等温剩磁强几十至在弱磁场中，热剩磁比等温剩磁强几十至几百倍）。几百倍）。v热剩磁的方向与外磁场一致。热剩磁的方向与外磁场一致。v在弱磁场中热剩磁的强度正比于外磁场感应强度。在弱磁场中热剩磁的强度正比于外磁场感应强度。v热剩磁主要在居里点附近获得热剩磁主要在居里点附近获得，且总热剩磁是各，且总热剩磁是各部分

59、热剩磁之和；热退磁也服从叠加定律部分热剩磁之和；热退磁也服从叠加定律.v有很高的稳定性稳定（磁性弛豫时间长）。有很高的稳定性稳定（磁性弛豫时间长）。化学剩余磁性：化学剩余磁性：在一定磁场中，某些物质在在一定磁场中，某些物质在低于居里温度低于居里温度的条件下，经过相变和化学过程的条件下，经过相变和化学过程所获得的剩磁。所获得的剩磁。化学剩磁的特点：化学剩磁的特点：v在弱磁场下，化学剩磁的强度正比于外磁场的在弱磁场下，化学剩磁的强度正比于外磁场的感应强度。感应强度。v在同样的磁场中，化学剩磁的强度只有热剩磁在同样的磁场中，化学剩磁的强度只有热剩磁强度的几十分之一。强度的几十分之一。v化学化学剩磁剩

60、磁有很高的稳定性稳定（磁性弛豫时间有很高的稳定性稳定（磁性弛豫时间长）。长）。沉积剩余磁性（碎屑剩磁）：沉积剩余磁性（碎屑剩磁）：沉积物固积成沉积物固积成岩后，按其碎屑的磁化方向保留下来的磁性。岩后，按其碎屑的磁化方向保留下来的磁性。沉积剩磁的特点：沉积剩磁的特点：v对于球状颗粒，沉积剩磁与外磁场同向。对于球状颗粒，沉积剩磁与外磁场同向。v对于长形颗粒，由于颗粒沉积后平躺，沉积剩对于长形颗粒，由于颗粒沉积后平躺，沉积剩磁的倾角较地磁场倾角小。磁的倾角较地磁场倾角小。v沉积剩磁强度的大小与外磁场成正比。沉积剩磁强度的大小与外磁场成正比。v沉积岩中磁性物质大多来源于火成岩，其原生沉积岩中磁性物质大