В результате же последующих революционных  открытий в физике в конце прошлого и начале нынешнего столетий оказались разрушенными представления классической физики о веществе и поле как двух качественно своеобразных видах материи.   

2. Магнитное поле земли

      Английский  ученый Уильям Гильберт, придворный врач королевы Елизаветы, в 1600 г. впервые  показал, что Земля является магнитом, ось которого не совпадает с осью вращения Земли. Следовательно, вокруг Земли, как и около любого магнита, существует магнитное поле. В 1635 г. Геллибранд обнаружил, что поле земного магнита медленно меняется, а Эдмунд Галлей провел первую в мире магнитную съемку океанов и создал первые мировые магнитные карты (1702 г.). В 1835 г. Гаусс провел сферический гармонический анализ магнитного поля Земли. Он создал первую в мире магнитную обсерваторию в Гёттингене.

      О распределении силовых линий  магнитного дипольного поля и о магнитных  полюсах наклонения П_с, П_ю можно судить по рисунку.

      Составляющие  геомагнитного поля определены следующим образом. В любой точке О вектор напряженности магнитного поля В может быть разложен на составляющие, как это показано на рисунке. Можно выбрать в качестве составляющих абсолютную величину полного вектора В (модуль) и два угла: D и I. Угол D образован направлением на север и горизонтальной составляющей вектора В, т. е. Н; I – это угол между В и Н, Угол D считается положительным, если Н отклоняется к востоку, а I положительно при отклонении В вниз от горизонтальной плоскости. Величина D называется магнитным склонением, а I – наклонением. Вертикальная плоскость, которая проходит через Н, именуется местной магнитной меридиональной плоскостью.

      Используется  также разложение В на северную (X) и восточную (Y) составляющие вектора Н. Третьей служит вертикальная составляющая Z, которая считается положительной, если В направлено вниз. Напряженности B, H, Z, X, Y измеряются в гауссах (Гс) или гаммах (g). 1g=10^-5Гс. Углы D и I измеряются в дуговых градусах и минутах. Все приведенные семь величин В, Н, D, I, X, У, Z называются магнитными элементами. Соотношения между ними ясны из рисунка.

      H=B cos I,   Z=B sin I=H tg I,

      X=H cos D,  Y=H sin D,

      X²+Y²=H²  X²+Y²+Z²=H²+Z²=B²

      Ясно, что для полного описания вектора  В достаточно иметь три независимых элемента. По ним могут быть рассчитаны все остальные.

      Обычная стрелка магнитного компаса уравновешивается, вращаясь горизонтально на вертикальной оси. В северной полусфере Земли почти везде северный полюс магнитной стрелки направлен вниз (т. е. I положительно), а в южном полушарии I отрицательно, поскольку вниз направлен южный полюс стрелки. Линия, которая разделяет области положительного и отрицательного I, называется магнитным экватором или экватором наклонения. Естественно, что на ней I=0, т. е. магнитная стрелка в любой точке на этой кривой располагается горизонтально.

      На  полюсах магнитного наклонения горизонтальная компонента полного вектора В  исчезает и магнитная стрелка устанавливается вертикально. Эти точки еще называют полюсами наклонения. Таких точек в принципе может быть несколько. Две основные из них обычно называются магнитными полюсами Земли. Они расположены в Арктике и в Антарктиде. Координаты их 75°,6 с. ш., 101° з. д. и 66°,3 ю.ш., 141° в. д. Местоположение магнитных полюсов не является постоянным. Приведенные выше координаты относятся к эпохе 1965 г.

      Чтобы определить азимут¹ вектора Н, нужно выбрать некоторое нулевое направление, от которого можно отсчитывать магнитное склонение D. За такое направление принято направление на северный географический полюс. Таким образом, D определяется относительно условного направления, поскольку ось вращения Земли не связана непосредственно с конфигурацией геомагнитного поля. То же относится и к элементам Х и Y. Поэтому D, X, Y называют относительными магнитными элементами, тогда как H, Z и I именуются собственными магнитными элементами.

      Несколько слов о магнитных картах. Обычно через каждые 5 лет распределение  магнитного поля на поверхности Земли представляется магнитными картами трех или более магнитных элементов. На каждой из таких карт проводятся изолинии, вдоль которых данный элемент имеет постоянную величину. Линии равного склонения D называются изогонами, наклонения I – изоклинами, величины полной силы В – изодинамическими линиями или изодинами. Изомагнитные линии элементов H, Z, Х и Y называются соответственно изолиниями горизонтальной, вертикальной, северной или восточной компонент.

      Направление оси магнитного диполя практически  не меняется с 1829 г. При этом магнитный момент диполя систематически уменьшался. Его уменьшение может быть аппроксимировано выражением

      m=(15,77-0,003951t)×10²⁵ Гс×см³,

где t — время в годах, отсчитываемое вперед пли назад от 1900 г. н. э. По этой формуле можно рассчитать, что если уменьшение магнитного момента будет продолжаться с такой же скоростью, то к 3991 г. магнитный момент станет равным нулю.

      Мы  будем постоянно иметь дело с  геомагнитными силовыми линиями, а также различного рода координатами.

      Геомагнитные  дипольные координаты — это дополнение к широте q’ и восточной долготе j'. Они определяются относительно полярной оси и нулевого меридиана. Если точка Р имеет географические координаты q и j, то геомагнитные координаты могут быть вычислены по следующим формулам:

      cosq’=-cosq cosq₀ - sinq sinq₀ cos(j-j₀),

      sinj’=sinq × sin(j-j₀) cosecq’.

      Магнитное склонение дипольного поля Y – это угол, образованный магнитным и географическим меридианами в точке Р. Он определяется из выражения

      sin(–y)= sinq₀(^sin(j-j₀)_/sinq’)

      Существуют  таблицы, которые содержат геомагнитные координаты сетки точек, расположенных  через ровные угловые интервалы  в географических координатах q и j. Имеются также сетки географических и геомагнитных координат. По этим сеткам можно легко найти геомагнитные координаты любой точки с известными географическими координатами, и наоборот.

      Обратный  переход от геомагнитных координат  к географическим можно произвести по формулам

      cosq=cosq’ × cosq₀ – sinq’ × sinq₀ cosj’

      Если  рассматривать только дипольную  часть геомагнитного поля в любой точке Р с геомагнитными координатами q’ и j', то потенциал V₁, описываемый членами первого порядка, равен V₁= –m(^cosq_/r²) Tак как V₁ не зависит от долготы, то восточная компонента дипольного поля В равна нулю. Северная Я и вертикальная Z составляющие поля получаются равными

      H=m(^sinq’_/r³)=H₀(a/r)³sinq’,

      Z=2m(^cosq’_/r³)=Z₀(a/r)³cosq’; Z₀=2H₀

где Z₀ и Н₀ – максимальные значения Z и H на геоцентрической сфере радиуса а, содержащей точку Р. H₀ соответствует полю на геомагнитном экваторе, а Z₀ – на северном полюсе. На южном полюсе Z= –Z₀.

      Наклонение  I и магнитную широту l' можно определить из следующих уравнений:

      tgI=(^Z/_H)2ctgq’,   tgl'=¹/₂tgI.

      Каждая  силовая линия дипольного поля лежит  в плоскости геомагнитного меридиана. Ее уравнение

      r=r_e ×sin²q’

где r_e – радиальное расстояние, на котором данная силовая линия пересекает плоскость геомагнитного экватора, с величиной поля равной m/r_e³ Величину r_e, можно принять за параметр, определяющий силовую линию.

      Напряженность поля в точке Р можно определить через параметр силовой линии

       B=ÖH²+Z²=^mc/_r³=^m/_re³ × ^c/_sin6q’=^B_ec/sin6q’,

      B_c=^m/_re³

      Представление геомагнитного поля центральным  диполем только лишь первое весьма грубое приближение. Используя более высокие члены разложения по сферическим гармоникам, можно построить геомагнитную систему координат, лучшую, чем дипольная. Так, если использовать наряду с дипольными еще пять старших сферических гармонических членов и рассчитать геометрическое место точек пересечения земной поверхности садовыми линиями, которые располагаются в экваториальной плоскости на расстоянии пяти-шести радиусов Земли, то полученная таким образом линия хорошо совпадает с зоной полярных сияний.

      Было  также показано, что если проектировать  по силовым линиям на поверхность  Земли лежащие в плоскости экватора геоцентрические окружности с радиусами L_c=a cosec²q_c , то полученные таким путем широты q_c упорядочивают явления в полярной шапке лучше, чем дипольные геомагнитные широты.

      Часто используют «исправленные» геомагнитные координаты при описании различных авроральных явлений и поглощения космического радиоизлучения в полярной шапке. Они были рассчитаны Хакурой на основе исследований Халтквиста. Дальнейшее усовершенствование этих «исправленных» геомагнитных координат выполнил Густавсон, использовав коэффициенты разложения поля на эпоху 1965 г.

      При объяснении некоторых явлений, которые  связаны с суточными вариациями полярных сияний, было введено понятие  геомагнитных полуночи и полудня. Затем появилось и более общее понятие геомагнитного времени.

      Если  данная точка определена географическими  координатами q и j и геомагнитными координатами q' и j', то геомагнитное время может быть выражено соотношением 15°t’=j’_H – j’. Здесь j’_H – геомагнитная долгота полудня в данный момент времени. Геомагнитное время t' отсчитывается от геомагнитного полудня и относительно истинного положения Солнца Н.