Имя Ньютона тесно связано с понятием тяготения

      Используя схему определения «геомагнитного времени» в системе геомагнитных координат, приведем пример его расчета. Если в Гринвиче истинное время t_G, в точке Р местное истинное время составит t_G+j/15°, то географическая долгота истинного положения Солнца будет 180° – 15° t_G. Отсюда, учитывая также полярный угол этого положения (который определяется как 90°– d, где d обозначает склонение Солнца), геомагнитную долготу j’_H можно рассчитать по приведенным выше формулам. Гринвичское среднее время в этот момент будет t_G – e, где е обозначает «уравнение времени».

      Вернемся  к рисунку. Там показан круг с  угловым радиусом 90°– d, который описывает положение Солнца на земной поверхности. Дуга большого круга, проведенная через точку Р и геомагнитный полюс В, пересекает этот круг в точках H’_n и H’_m, которые указывают положение Солнца соответственно в моменты геомагнитного полудня и геомагнитной полуночи точки Р. Эти моменты зависят от широты точки Р. Положения Солнца в местные истинные полдень и полночь указаны точками H_n и Н_m соответственно. Когда d положительно (лето в северном полушарии), то утренняя половина геомагнитных суток не равна вечерней. В высоких широтах геомагнитное время может очень сильно отличаться от истинного или среднего времени в течение большей части суток.

      Говоря  о времени и системах координат, скажем еще об учете эксцентричности магнитного диполя. Эксцентричный диполь медленно дрейфует наружу (к северу и к западу) с 1836 г. Экваториальную плоскость он пересел? примерно в 1862 г. Его траектория по радиальной проекции расположена в районе о-ва Гилберта в Тихом океане.

      Ось эксцентрического диполя, проведенная  через точку О' параллельно АВ, пересекает поверхность Земли в точках В' и A, которые расположены соответственно вблизи В и А. В этих точках наклонение поля эксцентрического диполя не равно нулю. Полоса наклонения поля эксцентрического диполя (точки В и А) находится в меридиональной плоскости ВО'А несколько дальше от точек В и А. Западная долгота этой плоскости в геомагнитной системе координат возросла с 110° в 1836 г. до 143° в 1965 г. Углы ВОВ' и АОА' за этот же промежуток времени увеличились с 2,4° до 40°. Углы ВОВ" и АОА", как правило, не равны друг другу: в 1836 г. они составляли 7,2° и 5,5°, а в 1965 г.- 11,8° та. 13,2°.

      Геомагнитные  индексы. Геомагнитная активность описывается различными геомагнитными индексами, используемыми в геомагнетизме, физике ионосферы, солнечной физике, физике полярных сияний. Магнитные обсерватории всего мира посылают свои индексы в Международный центр Де Бильт (Нидерланды), который связан с Постоянной Службой геомагнитных индексов в Гёттингене (ФРГ). Эти локальные индексы — основа планетарных индексов. Остановимся на них подробнее.

      Индексы С и С_i. Магнитограмма на каждой обсерватории за каждые сутки (начало суток отсчитывается от 00 ч гринвичского времени) оценивается по степени возмущенности магнитного поля баллами 0, 1 или 2. Баллы выбираются простым просмотром магнитограмм. Это и есть индекс С для данных суток данной обсерватории. Затем индексы С поступают в единый центр и там усредняются с точностью до 0,1 для каждых суток. Так определяется значение международного ежедневного индекса С_i. Индексы C_i имеют градации через 0,1, в результате чего получается 21-балльная классификация гринвичских суток (от 0,0 для спокойных дней до 2,0 для возмущенных).

      Чаще  всего в анализах используются индексы  k и k_р. Эти индексы определяются для 3-часовых интервалов, т. е. имеется восемь значений индексов для каждых гринвичских суток. При определении k-индексов берутся три компоненты магнитного поля: Н, D и Z. Для каждой компоненты оценивается амплитуда r в течение 3-часового интервала. Наибольшая из трех амплитуд в каждом временном интервале употребляется для вывода k-индекса. Составлены таблицы, дающие пределы r, определяемые полулогарифмической шкалой, для каждой обсерватории и для каждой из 10 величин k (0,1,... 9). Эта связь между r и k выбирается такой, чтобы весь диапазон изменения геомагнитной активности, от самых спокойных условий до самой мощной бури, можно было выразить в шкале, состоящей из одной цифры. Нижний предел r для k=9 в зависимости от общего уровня геомагнитной активности является большим или меньшим. В зоне полярных сияний этот предел равен 2500g, тогда как для обсерваторий низких широт 300g. Так определяется местный (локальный) индекс k.

      Планетарный индекс k или k_p – индекс Бартельса служат для выражения характеристики планетарной геомагнитной активности. Исправленные и стандартизованные значения k подготавливаются Постоянной службой в Гёттингене для каждой из 12 выбранных обсерваторий, расположенных в северном и южном полушариях. Среднее значение k-величин этих 12 обсерваторий и дает величину k_p-индекса. Он называется планетарным трехчасовым индексом и выражается в шкале с точностью до ¹/₃:

      0₀, 0₊, 1_–, 1_о, 1₊, 2_-, 2_о, 2₊, 3_-, 3_о, 3₊ ...... 9_-, 9_о, 9₊.

Всего получится 28 баллов.

      Ежедневный  индекс Sk_р получается суммированием величин за 8 3-х часовых интервалов суток.

      k_р-индекс обладает полулогарифмической связью с амплитудой r. Если перевести k_p в линейную шкалу, то получится а_р-индекс. Имеется таблица для пересчета индексов k_p в индексы а_p. Сумма восьми величин а_p для каждого дня дает ежедневный A_р-индекс.

      На  основании индексов А_р можно рассчитать индексы С_р, которые имеют величины от 0,0 до 2,0 через 0,1 (всего 21 величины). Имеется таблица пересчета А_р в С_р.

      На  основании индекса С_р рассчитывается индекс С_g (всего 10 величин: 0,1,... 9). Значения С_р разбиты на диапазоны, каждый из которых соответствует определенной величине С₉ (0,0-0,1; 0,2-0,3; 0,4-0,5; 0,6-0,7; 0,8-0,9; 1,0-1,1; 1,2-1,4; 1,5-1,8; 1,9; 2,0-2,5).

      Описанные индексы геомагнитного поля либо не учитывают, либо недостаточно учитывают структуру составляющих магнитного поля и его частей. Поэтому они обычно не используются для детальных количественных исследований. Существуют и другие, более детальные индексы.

      D_st -индекс дает среднее по долготе уменьшение горизонтальной составляющей поля на низких широтах в единицах g, которое пропорционально полной кинетической энергии инжектированных частиц, захваченных в радиационном поясе. D_st-индекс выражает амплитуду первого коэффициента гармонического ряда, который получается при Фурье-разложении поля главной фазы магнитной бури как функции геомагнитной долготы.

      Индексы АЕ, AL и AU разработаны для получения интенсивности авроральной электроструи в g. Они позволяют контролировать интенсивность полярной электроструи по вариациям горизонтальной компоненты магнитного поля на обсерваториях зоны полярных сияний и равномерно расположенных по долготе. АE-индекс получается суперпозицией этих записей. Когда "произведена суперпозиция записей магнитного поля, то расстояние между верхней и нижней кривыми и есть AE-индекс. Верхняя огибающая дает АU-индекс, а нижняя огибающая – AL-индекс. Эти индексы можно получить в неограниченном разрешении во времени. Но обычно достаточно иметь их значение через 2,5 мин.

     Склонение и наклонение магнитного поля.

     Склонение магнитное D – угол между магнитным и географическим меридианами в данной точке земной поверхности. Направление географического меридиана определяют, как правило, гиротеодолитами или с помощью астрономических наблюдений, магнитного меридиана – приборами (деклинометрами, магнитометрами), позволяющими определить положение магнитной стрелки в месте наблюдения. Если северный конец магнитной стрелки отклоняется к востоку от направления географического меридиана, то склонение считают восточным (положительным), если к западу – западным (отрицательным). Склонение магнитное широко используют в навигации, в геодезической и маркшейдерской практике, в военном деле. Линии на картах, соединяющие точки с одинаковыми значениями D, называются изоклинами. Ввиду того что магнитное склонение не остаётся постоянным во времени, а претерпевает медленные изменения, карты магнитного склонения периодически пересоставляют на основе повторных измерений, проводимых через 5-6 лет.

     Наклонение  магнитное – угол I между вектором напряжённости геомагнитного поля Т и горизонтальной плоскостью в рассматриваемой точке земной поверхности. Наклонение магнитное отсчитывается от горизонтальной плоскости вверх или вниз; наклонение положительно, когда вектор Т направлен вниз от горизонтальной плоскости, что имеет место в Северном полушарии, и отрицательно, когда Т направлен вверх – в Южном полушарии. Н. м. изменяется на земной поверхности от 0° до ± 90°. Кривые, соединяющие точки земной поверхности с одинаковыми значениями магнитного наклонения, называются изоклинами. Изоклина I = 0 называется магнитным экватором; точка, где I = 90°, - северным магнитным полюсом Земли; точка, где I = -90°, - южным магнитным полюсом. Наклонение магнитное измеряют инклинаторами.

     наклонение  и склонение магнитного поля

     Так как магнитные и географические полюсы Земли не совпадают, то магнитная стрелка указывает направление север — юг только приблизительно.

     Плоскость, в которой устанавливается магнитная  стрелка, называют плоскостью магнитного меридиана данного места, а прямую, по которой эта плоскость пересекается с горизонтальной плоскостью, называют магнитным меридианом. Угол между  направлениями магнитного и географического  меридианов называют магнитным склонением; его принято обозначать греческой  буквой j. Магнитное склонение изменяется от места к месту на земном шаре. 
 
Магнитное склонение называют западным или восточным в зависимости от того, к западу (W) или к востоку (О) от плоскости географического меридиана отклоняется северный полюс магнитной стрелки (рис. 229). Шкала измерения склонения — от 0 до 180°. Часто восточное склонение отмечают знаком «+», а западное знаком «—». 
 
Линии земного магнитного поля, вообще говоря, не параллельны поверхности Земли. Это означает, что магнитная индукция поля Земли не лежит в плоскости горизонта данного места, а образует с этой плоскостью некоторый угол. Этот угол называется магнитным наклонением. Магнитное наклонение часто обозначают буквой i. В разных местах Земли магнитное наклонение различно.

      
Очень ясное представление о  направлении магнитной индукции земного магнитного поля в данной точке можно получить, укрепив  магнитную стрелку так, чтобы  она могла свободно вращаться  и вокруг вертикальной и вокруг горизонтальной оси. Это можно осуществить, например, с  помощью подвеса (так называемого карданова подвеса), показанного на рис. 230. Стрелка устанавливается при этом по направлению магнитной индукции поля. Магнитное склонение и магнитное наклонение (углы j и i) полностью определяют направление магнитной индукции земного магнитного поля в данном месте. Остается еще определить числовое значение этой величины. Пусть плоскость Р на рис. 231 представляет собой плоскость магнитного меридиана данного места. Лежащую в этой плоскости магнитную индукцию земного магнитного поля В мы можем разложить на две составляющие: горизонтальную Вг и вертикальную Вв. Зная угол i (наклонение) и одну из составляющих, мы можем легко вычислить другую составляющую или сам вектор В, Если, например, нам известен модуль горизонтальной составляющей Вг, то из прямоугольного треугольника находим 
 
На практике оказывается наиболее удобным непосредственно измерять именно горизонтальную составляющую земного магнитного поля. Поэтому чаще всего магнитную индукцию этого поля в том или ином месте Земли характеризуют модулем ее горизонтальной составляющей. 
Таким образом, три величины: склонение, наклонение и числовое значение горизонтальной составляющей полностью характеризуют магнитное поле Земли в данном месте. Эти три величины называют элементами земного магнитного поля. 
 
 
В настоящее время мы имеем обширные данные о распределении элементов земного магнетизма по земному шару. Данные эти показывают, что элементы земного магнетизма изменяются от точки к точке закономерно и в общем определяются широтой и долготой данного пункта.

     Магнитное поле: наклонение и склонение  

      
Наклонение магнитное  - угол между вектором напряженности геомагнитного поля и горизонтальной плоскостью в рассматриваемой точке земной поверхности. 
 
 
Склонение магнитное - угол между магнитным и географическим меридианами в данной точке земной поверхности. Направление географического меридиана определяют, как правило, гиротеодолитами или с помощью астрономических наблюдений, магнитного меридиана — приборами (деклинометрами, магнитометрами), позволяющими определить положение магнитной стрелки в месте наблюдения.