Elementele Campului Magnetic Terestru Si Variatiile Lor

C a p i t ol u l 1

Elementele câmpului magnetic terestru și variațiile lor

§1. Elementele câmpului magnetic terestru

Se știe că un magnet care poate să se rotească, în jurul centrului său de greutate ia întotdeauna, într-un anumit loc pe suprafața Pământului, o anumită poziție. Acest fapt indică prezența unei forțe magnetice; dacă această experiență este repetată în diferite puncte pe suprafața globului terestru, se observă că poziția magnetului nu este aceeași, ea diferind de la un punct la altul, ceea ce arată că cel puțin direcția forței magnetice a variat. Într-adevăr, măsurători de precizie, efectuate cu aparate sensibile, arată că nu numai direcția dar și intensitatea acestei forțe magnetice variază de la un loc la altul. O regiune în care se poate detecta o forță magnetică se numește câmp magnetic. Măsurătorile efectuate pe întreaga suprafață a Pământului arată că acesta posedă un câmp magnetic a cărui repartiție este, într-o primă și grosolană aproximație, asemănătoare cu aceea a câmpului unui magnet de dimensiuni mici în raport cu cele ale Pământului și care ar fi așezat în centrul lui, axa acestui magnet fiind înclinată, cu aproximativ 12° față de axa de rotație a globului. Polul sud al acestui magnet s-ar găsi în partea polului nord geografic al Pământului. O imagine a distribuției câmpului magnetic terestru este dată în fig. 1.

Liniile de forță ale câmpului magnetic ies din polul magnetic austral si intră prin polul magnetic boreal, iar câmpul magnetic este tangent 1a liniile de forță.

O prezentare simplificată a câmpului magnetic, dată în fig. 2, pune în evidență orientarea câmpului magnetic de-a lungul unei linii, de forță.

Se observă că în emisfera boreală vectorul, care reprezintă câmpul magnetic este înclinat astfel încât se găsește sub planul orizontal al punctului respectiv, iar în emisfera australă se află deasupra acestui plan. Unghiul pe care vectorul cârnp magnetic îl face cu planul orizontal se numește înclinație și se notează cu litera I. Înclinația se socotește, prin convenție, pozitivă în emisfera boreală, unde un magnet care poate să se rotească într-un plan vertical în jurul centrului său de greutate se așază cu polul nord înspre Pământ și negativă în emisfera australă, unde același magnet se asează cu polul sud spre Pământ.

Regiunile cu înclinație pozitivă sunt separate de regiunile cu înclinație negativă printr-o linie în lungul căreia I=0 și care se numește ecuator magnetic. Această linie nu coincide cu ecuatorul geografic și nici nu are mersul regulat al acestuia, trecând fie pe la nord fie pe la sud de el. Evident, de-a lungul ecuatorului magnetic vectorul care reprezintă câmpul magnetic terestru se află în planul orizontal al locului.

Punctele în care câmpul magnetic terestru este îndreptat după verticala locului, unde deci acul magnetic se așază vertical, se numesc poli magnetici. Pământul are doi poli magnetici principali, care nu corespund cu polii geografici: unul în emisfera nordică, polul magnetic boreal și care, de fapt, este un pol magnetic sud și altul în emisfera sudică, polul magnetic austral, care de fapt este un pol magnetic nord (trebuie amintit faptul că prin convenție se numește pol sud la un magnet locul pe unde intră în acesta liniile de forță, iar pol nord se numește locul pe unde aceste linii ies din magnet).

În fiecare punct de pe suprafața globului terestru câmpul magnetic poate fi descompus în componente. Cel mai obișnuit mod de a descompune câmpul magnetic terestru în componente este cel indicat în fig. 3.

S-a luat un sistem de axe de coordonate a cărui axă Ox este orintată după direcția, meridianului geografic al locului, axa Oy fiind orientată după direcția paralelei, sensul pozitiv se socotește spre nord si spre est. A treia axă a sistemului este orientată după verticala locului si are sensul pozitiv în jos. Dacă deplasăm originea coordonatelor în punctul în care se efectuează observația asupra vectorului intensității câmpului magnetic terestru, pe care îl vom nota de acum înainte cu T, acesta va lua în raport cu sistemul de coordonate stabilit o poziție oarecare Ot. Proiecția acestui vector pe planul orizontal definește așa-numita componentă orizontală a câmpului magnetic terestru notată cu H, iar proiecția pe axa Oz definește așa-numita componentă verticală notată cu Z.

Unghiul diedru pe care planul vertical care trece prin axa Ox, și care, așa cum am spus mai înainte, definește direcția nord astronomică, îl face cu planul vertical care trece prin componenta orizontală a câmpului magnetic terestru se numește declinație și se notează cu D. Declinația poate fi estică, dacă planul ce conține componenta orizontală se află la est;de axa Ox și vestică dacă se află la vest de aceasta. Planul vertical ZOH, în care sunt conținuți vectorii Z și H și deci și vectorul câmp magnetic T, se numește planul meridianului magnetic. In sfârsit, așa cum am mai arătat si mai înainte, unghiului dintre planul orizontal și direcția vectorului câmp magnetic total T se numește, înclinație.

Pentru studii teoretice sunt folosite de obicei componentele X,Y și Z, în care X si Y se obțin proiectând pe axa Ox și pe axa Oy componenta orizontală a câmpului magnetic terestru între componentele definite mai sus se pot stabili ușor (fig. 3) relații care permit trecerea de la unele componente la altele. Aceste relații sunt :

H = T·cos I ; Z = T·sin I = H·tg I

X = H·cos D ; Y = H·sin D

H2 = X2 + Y2 ; T2 = X2 + Z2 = H2 + Z2

tg D = ; tg I = =

§2. Variațiile elementelor câmpului magnetic terestru

Observații făcute asupra mărimii elementelor câmplui magnetic terestru arată că nici unul din ele nu rămâne constant în timp, schimbânidu-și valoarea continuu de la o oră la alta si de la un an la altul. Elementele câmpului magnetic terestru prezintă însă și variații de la un loc la altul pe suprafața Pământului. Astfel, observații ale elementelor făcute în puncte situate între ecuatorul magnetic si polul magnetic arată o variație sistematică a acestora, care se manifestă printr-o, descreștere a componentei orizontale și o creștere a componentei verticale și a înclinației, declinația putând eventual să rămână aceeași, în general această variație în spațiu are un caracter monoton. Sunt însă regiuni, cu o suprafață mai mare sau mai mică, în care variația elementelor într-o deplasare de la un punct la altul nu mai are un caracter monoton, elementele putând varia între limite largi și putând lua valori neașteptate. Acestea sunt așa numitele regiuni de anomalii ale câmpului :magnetic terestru. Despre fiecare dintre aceste feluri de variații vom spune cîteva cuvinte în cele ce urmează, ocupându-ne mai îndeaproape de ele în capitolele respective.

a. Variații în legătură cu poziția pe glob a punctului respectiv. Măsurători făcute pe aproape întreaga suprafață a globului au arătat o serie de regularități ale câmpului magnetic terestru. Astfel, se observă o structură a acestui câmp care tinde să prezinte o simetrie în raport cu axa magnetică a Pământului. Această structură a câmpului magnetic terestru, asemănătoar cu cea a câmpului datorit unui magnet și corespunzând valorilor medii obținute prin nivelarea valorilor măsurate ale elementeilor câmpului magnetic terestru, poate fi reprezentată matematic prin funcții sferice de coordonatele geografice φ și λ ale locului. Acesta este câmpul așa-numit regulat și corespunde ipotezei magnetizării uniforme a Pământului.

b. Variații în legătura cu neomogeneitățile subsolului. Am spus mai sus că, pentru a obține câmpul regulat, valorile date de măsurători trebuie nivelate. Această operație este necesară, deoarece, datorită neomogenității distribuției rocilor în scoarța terestră, câmpul magnetizării uniforme poate fi mascat de câmpul magnetic al rocilor. Acesta își datoreste existența fie magnetismului propriu al rocilor, magrietism remanent, fie fenomenului de inducție din partea câmpului regulat si depinde deci de proprietățile magnetice ale rocilor, în comparație cu câmipul magnetic regulat, câmpul magnetic datorit distribuției rocilor în subsol este un câmp magnetic anomal. Câmpul magnetic anomal se poate resimți pe suprafețe mai mult sau mai puțin întinse si variația elementelor magnetice pe aceste suprafețe depinde de dezvoltarea neomogeneităților din scoarța terestră.

Variațiile elementelor câmpului magnetic terestru pe aceste anomalii nu mai depind, evident, de coordonatele geografice ale punctului în care se face măsurătoarea, ele fiind

funcție numai de proprietățile magnetice ale rocilor care intră în compoziția subsolului și de felul cum sunt distribuite în scoarța terestră aceste roci.

În aplicațiile practice ale magnetismului terestru tocmai aceste anomalii ale câmpului magnetic terestru sunt interesante și de aceea este urmărită distribuția valorilor elementelor magnetice pe suprafața considerată, ceea ce poate da indicații asupra extinderii si proprietăților rocilor care constituie neomogeneitatea.

c. Variații în timp ale elementelor câmpului magnetic terestru.

Înregistrările zilnice ale valorilor elementelor câmpului magnetic terestru într-un singur loc, înregistrări care se fac în observatoarele magnetice, arată că nici unul din aceste elemente nu este constant în timp. Observarea acestor variații arată unele caracteristici pe care le vom discuta pe scurt aici, urmând a fi privite mai pe larg în capitolul 2 al acestei lucrări.

O cercetare a înregistrărilor obținute într-un interval de timp relativ scurt, de ordinul unei zile, pune în evidență un caracter periodic al acestora; însă atât faza cât și amplitudinea variațiilor diferă de la o zi la alta. Variația aceasta, a cărei perioadă este de 24 ore a primit numele de variație diurnă.

Dacă observațiile se prelungesc pe un interval mai lung de timp, de exemplu de cîțiva ani și se stabilesc pentru fiecare an valorile medii anuale ale elementelor, se constată ușor o variație cu un caracter monoton care este cunoscută sub numele de variație seculară. Ea este legată de fenomene necunoscute încă, ce se petrec în interiorul globului si se pare că prezintă o periodicitate de câteva sute de ani.

Pe lîngă aceste variații cu caracter periodic, în înregistrările magnetice apar uneori variații cu un caracter, la prima vedere haotic, care, când sunt mai intense, maschează variația diurnă. Aceste variații întâmplătoare se numesc perturbații magnetice, iar cînd sunt mai intense sunt cunoscute sub numele de furtuni magnetice.

Dacă se compară înregistrările magnetice obținute în același timp, însă în locuri diferite, se observă diferențe în variația elementelor magnetice care depind de poziția pe glob a locului în care s-a obținut înregistrarea. Așa cum vom vedea în capitolul II, în care se studiază mai amănunțit aceste variații, ele sunt funcție atît de timp cât și de coordonatele geografice ale locului unde se înregistrează.

§3. Aparate pentru măsurarea elementelor câmpului magnetic terestru

Considerații generale. A măsura o mărime înseamnă a o compara cu o altă mărime de aceeași natură, aleasă, în mod convențional, ca unitate. Totalitatea mijloacelor care dau posibilitatea de a se face această comparație formează ceea ce se numește aparatura de măsunare. Dușpă procedeul utilizat, măsurătorile pot fi directe, în acest caz comparându-se mărimea de măsurat cu unitatea de măsură, fie direct, fie prin intermediul unor aparate, sau indirecte, în care caz se măsoară direct câteva mărimi care sunt legate prin intermediul unor relații de mărimea de măsurat. Atât măsurătorile directe cât și cele indirecte pot fi relative sau absolute. Măsurătorile relative constau din compararea mărimii care trebuie măsurată cu o mărime de același gen. In măsurătorile absolute cantitățile care se măsoară sunt: lungimea, masa și timpul.

Cum vom vedea, în cele ce urmează, în magnetismul terestru se folosesc atît metode de măsurare absolută, cît si metode de măsurare relativătudiază mai amănunțit aceste variații, ele sunt funcție atît de timp cât și de coordonatele geografice ale locului unde se înregistrează.

§3. Aparate pentru măsurarea elementelor câmpului magnetic terestru

Considerații generale. A măsura o mărime înseamnă a o compara cu o altă mărime de aceeași natură, aleasă, în mod convențional, ca unitate. Totalitatea mijloacelor care dau posibilitatea de a se face această comparație formează ceea ce se numește aparatura de măsunare. Dușpă procedeul utilizat, măsurătorile pot fi directe, în acest caz comparându-se mărimea de măsurat cu unitatea de măsură, fie direct, fie prin intermediul unor aparate, sau indirecte, în care caz se măsoară direct câteva mărimi care sunt legate prin intermediul unor relații de mărimea de măsurat. Atât măsurătorile directe cât și cele indirecte pot fi relative sau absolute. Măsurătorile relative constau din compararea mărimii care trebuie măsurată cu o mărime de același gen. In măsurătorile absolute cantitățile care se măsoară sunt: lungimea, masa și timpul.

Cum vom vedea, în cele ce urmează, în magnetismul terestru se folosesc atît metode de măsurare absolută, cît si metode de măsurare relativă. O determinare completă a câmpului magnetic terestru într-un anumit punct necesită atât cunoașterea direcției, cât și a intensității câmpului în acel punct. Direcția câmpului magnetic este perfect determinată dacă se cunosc înclinația și declinația, unghiuri care se exprima în grade sexagesimale. În ceea ce privește intensitatea câmpului, ea este dată prin intensitatea componentelor sale: componenta orizontală si cea verticală. Unitatea de măsură pentru câmpul magnetic terestru .Este gaussul (unitate CGS e.m.) si se notează cu Gs. Fiind o unitate prea mare, pentru măsurarea câmpului magnetic terestru se folosește o unitate de o sută de mii de ori mai mică și anume unitatea γ :

1γ = 10-5 Gs.

În ceea ce privește aparatura, ea poate fi clasificată din mai multe puncte de vedere. În cele ce urmează însă ne vom opri la următoarea clasificare:

i) metode și aparate pentru măsurarea elementelor câmpului magnetic terestru.

ii) metode și aparate pentru studiul anomaliilor câmpului magnetic terestru.

iii) metode si aparate pentru studiul variației in timp ale câmpului magnetic terestru.

i) Metode și aparate pentru măsurarea elementelor

câmpului magnetic terestru

a.Teodolitul magnetic. El este aparatul cu ajutorul căruia se poate determina atît declinația magnetică cât și componenta orizontală a câmpului magnetic terestru.

Declinația magnetică, așa cum am arătat si în altă parte, este unghiul dintre meridianul magnetic si meridianul geografic, în punctul respectiv. O măsurătoare de declinație necesită deci stabilirea direcțiilor care determină cele două meridiane. Stabilirea acestor direcții se face în raport cu un același cerc orizontal gradat, care constituie o parte importantă a teodolitului magnetic. Pentru determinarea declinației se ia apoi unghiul dintre cele două direcții. Determinarea direcției corespunzătoare meridianului geografic se face prin vizarea cu ajutorul lunetei teodolitului a unui astru, pentru care sunt date coordonatele astronomice în efemeridele astronomice. De obicei, astrul folosit în asemenea determinări este fie Soarele, fie Steaua Polară. Notând cu foarte mare precizie momentul când s-a vizat astrul luat în considerație, notând de asemenea poziția lunetei pe cercul orizontal al teodolitului în momentul când s-a făcut vizarea astrului și folosind valorile date în efemeridele astronomice pentru coordonatele astrului în momentul determinării, se poate calcula, prin intermediul unei relații în care intră și coordonatele geografice ale locului în care s-a, făcut determinarea, azimutul astrului luat în considerație, față de direcția nord astronomică a locului. În felul acesta una din direcțiile necesare determinării declinației este cunoscută. Pentru determinarea direcției meridianului magnetic se folosește asa-numitul declinometru, care constituie o parte a teodolitului magnetic si care, pentru determinare, se asază într-un locaș fix în mijlocul cercului orizontal al acestuia. Declinometru are ca parte principală un sistem magnetic constituit dintr-un magnet care se poate mișca liber în planul orizontal în jurul unui ax vertical. Poziția de echilibru a magnetului, pe care acesta o ia când este lăsat liber, este aceea pentru care axa sa magnetică se află în planul meridianului magnetic. Determinînd această poziție prin citiri la cercul orizontal gradat al teodolitului, se obține direcția meridianului magnetic.

Suspendarea magnetului în planul orizontal se obține fie folosind un ac foarte ascuțit (ca în cazul busolei), fie cu ajutorul unui fir metalic.

De fapt, cunoașterea celor două direcții, cea magnetică si cea geografică, se traduce în determinarea de mai sus prin cunoașterea diviziunilor de pe cercul orizontal al teodolitului, prin care trec cele două meridiane, în locul unde s-a făcut determinarea. Deci, pentru aflarea declinației magnetice trebuie stabilit unghiul dintre cele două direcții. Precizia care se poate atinge în aceste măsurători este ±0,1.

O altă determinare care se poate face cu teodolitul magnetic este cea a intensității componentei orizontale H a câmpului magnetic terestru.

b. Inductorul terestru. Pentru determinarea înclinației magnetice se utilizează inductorul terestru care este, în principiu, un mic dinam constituit dintr-o bobină care se poate roti în jurul unui ax aflat în planul său. Curentul care ia naștere prin inducție în bobină (aceasta rotindu-se în câmpul magnetic terestru) este observat la un galvanometru.

Măsurătoarea propriu-zisă de înclinație se execută în modul următor. Cu ajutorul unei busole se orientează inductorul terestru așa încât axa bobinei poate lua poziții diferite într-un plan vertical care este chiar planul meridianului magnetic. După ce orientarea a fost făcută, se imprimă bobinei o mișcare de rotație în jurul axei sale. Când axa de rotație a bobinei este în direcția câmpului magnetic terestru total, în bobină nu se induce nici o forță electromotoare. Poziția aceasta, care se citește la cercul vertical al inductorului,corespunde înclinației câmpului magnetic terestru în locul respectiv.

Curentul electric care ia naștere în bobină este redresat cu ajutorul unui colector cu periuțe deoarece în bobină ia naștere un curent alternativ, iar în determinări este folosit un galvanometru de curent continuu.

Precizia la care se poate ajunge în determinarea înclinației câmpului magnetic terestru cu ajutorul inductorului terestru este de câteva zecimi de minut.

c. Magnetometrul cu cuarț. Cu ajutorul magnetometrului cu cuarț se măsoară componenta orizontală a câmpului magnetic terestru.

Ceea ce face ca acul magnetic să iasă din planul meridianului magnetic este cuplul de torsiune al firului de cuarț de care este suspendat, un ac magnetic de masă mică și care are un moment magnetic foarte mic.

Aparatul constă dintr-un cilindru de cîțiva centimetri înălțime, în interiorul căruia se poate mișca liber sistemul magnetic, constituit dintr-un ac magnetic și o oglindă fixată de el. Cilindrul se continuă printr-un tub mai lung, prin interiorul căruia trece firul de cuarț de care este suspendat sistemul magnetic. Pozițiile pe care le poate lua sistemul magnetic sunt reperate cu ajutorul unei lunete fixate pe cilindrul în care se mișcă sistemul magnetic.

Pentru a executa o determinare cu ajutorul magnetometrului cu cuarț, se așază aparatul pe cercul orizontal al unui teodolit magnetic și se fixează în centrul acestuia. Privind prin lunetă, se determină poziția acului magnetic când firul magnetometrului este fără torsiune. Se face citirea la cercul orizontal al teodolitului. Se execută apoi o răsucire cu 2kп a firului de cuarț prin rotirea cercului orizontal al teodolitului. Sistemul magnetic nu se rotește, fiind reținut de câmpul magnetic terestru; el este scos numai din planul meridianului cu un unghi θ1 datorită torsiunii pe care a căpătat-o firul de cuarț, acest unghi se determină dacă se vizează din nou prin lunetă oglinda sistemului magnetic si se citește noua poziție pe cercul orizontal, el fiind diferența dintre cele două citiri (firul nerăsucit și firul răsucit). Se procedează absolut identic executîndu-se aceeași operație în partea opusă și obținîndu-se un unghi θ2. Prin determinarea celor două unghiuri θ1 și θ2 măsurătoarea este de fapt terminată.

d. Aparat cu relaxare magnetică nucleară. Această metodă de măsurare a intensității câmpului magnetic a fost propusă de relativ scurt timp și în esență, principiul este următorul. În câmpul magnetic terestru, protonii (nucleele atomilor de hidrogen) unei probe de.apă, datorită faptului că sânt sarcini electrice care se rotesc în jurul unei axe și deci pot fi asimilați cu niște mici curenți circulari, se comportă ca mici magneți care caută să se orienteze, așezîndu-se în direcții paralele sau antiparalele câmpului exterior. Cea mai mare parte se vor așeza de-a lungul unei direcții paralele, întrucât această așezare reprezintă starea de energie cea mai scăzută. Așadar, pe direcția câmpului magnetic terestru va exista un mic vector magnetic produs de suma componentelor în exces în această direcție. Dacă acum se face să acționeze un cîmp magnetic după o direcție perpendiculară pe cîmpul magnetic terestru, în cazul cînd cîmpul magnetic aplicat este mult mai mare decît cel terestru, de ordinul a 100 Gs (deci rezultanta celor două câmpuri este foarte apropiată de direcția componentei mari), magneții elementari datoriți protonilor în rotire vor căuta să se orienteze după noua direcție a câmpului. Dar masa protonului care se rotește îl face pe acesta săi se comporte ca un giroscop și după cum se știe, sub acțiunea unei forțe care caută să modifice direcția axială a unui giroscop se imprimă acestuia o mișcare de precesie, adică axa giroscopului descrie o suprafață conică. Orientarea magneților elementari necesită un timp oarecare, ce poate varia de la cîteva zecimi de secundă pînă la cîteva minute. Pentru o probă de apă, timpul necesar este de aproximativ 3s. Așadar, după trecerea acestui timp, se creează, după direcția câmpului aplicat, un vector magnetic datorit comportării protonilor probei de apă într-un câmp magnetic exterior. Dacă acum câmpul magnetic este întrerupt brusc, acest vector magnetic, printr-un fenomen de relaxare, va căuta să revină la direcția pe care o are în mod obișnuit, când pentru orientarea lui lucrează numai câmpul magnetic terestru. Revenirea se face prin precesii în jurul direcției câmpului magnetic terestru cu o anumită viteză unghiulară (asa-numita pulsație a precesiei Larmor). Acest vector magnetic, care execută precesia, induce într-o bobină, care înconjoară proba de apă, o forță electromotoare a cărei frecvență, legată de intensitatea câmpului în jurul căruia se execută precesia, se măsoară cu un dispozitiv apropriat. Evident, în momentul întreruperii bruște a câmpului aplicat, protonii individuali, care produc câmpul magnetic total, încep să se miște toți în fază ; totuși, datorită faptului că există interacțiuni între protonii individuali, va avea loc cu timpul o pierdere de fază și în consecință o scădere a forței electromotoare induse. In aparatura utilizată se pot deosebi două părți esențiale: o parte de măsurare, care este constituită dintr-un mic recipient ce conține o probă de apă si o parte electronică necesară măsurării de frecvențe. Recipientul care conține proba de apă

este înconjurat de o bobină în care se induce forța electromotoare și de o altă bobină care produce câmpul magnetic aplicat. Această ultimă bobină este astfel construită încît să posede o inductanță și o capacitate foarte scăzută, pentru ca curentul care trece prin ea și dă naștere timpului magnetic aplicat să poată fi redus la zero într-un timp foarte scurt.

Bobina în care se induce forța electromotoare are un mare număr de spire si este astfel aranjată încît să înconjoare îndeaproape proba de apă.

Dacă determinarea frecvențelor se face cu o precizie suficientă, metoda poate atinge o sensibilitate în determinarea intensității câmpului magnetic de ordinul 0,5γ.

Procedeul a fost folosit și pentru înregistrarea variației diurne, executându-se determinări din timp în timp, metoda nefiind încă adoptată pentru înregistrarea continuă.

§ii) Aparate pentru măsurarea anomaliilor magnetice

a. Variometrul magnetic vertical. Este unul din aparatele cele mai folosite actualmente în magnetismul terestru, deși este un aparat care poate dă numai variațiile de la un loc la altul, ale componentei verticale fără a indica valoarea absolută a acesteia în punctele de măsurătoare. Totuși dacă, în unul din punctele în care se fac măsurători, valoarea absolută este cunoscută din determinări cu un aparat care poate da aceasta, putem atribui și celorlalte puncte valori absolute, deoarece variometrul vertical dă variația elementului Z în aceste puncte față de valoarea absolută.

Utilizarea sa curentă este însă în detectarea anomaliilor datorite neomogeneităților scoarței terestre și ca atare este foarte mult folosit în aplicațiile practice ale magnetismului terestru.

Piesa importantă a aparatului, o constituie un magnet de formă specială (fig. 5), care prin intermediul unei prisme triunghiulare de cuarț, cu muchiile foarte bine ascuțite, se sprijină cu una din muchii pe două lagăre confecționate tot din cuarț. Muchia prismei cu care sistemul magnetic se sprijină pe lagăre constituie axa în jurul căreia acesta se poate

mișca într-un plan vertical

Când sistemul magnetic se află într-o pozrție de echilibru, caracterizată printr-un anumit unghi de înclinare al acestuia față de planul orizontal, asupra lui lucrează două momente de rotație care se manifestă, în sensuri diferite : un moment datorit, acțiunii câmpuilui magnetic terestru si un altul datorit câmpului gravitației. Reperarea poziției de echilibru se face cu ajutorul unui sistem optic care comportă o scară gradată în dreptul căreia se mișcă imaginea unei alte scări reflectată fte oglinda sistemului magnetic.

Deoarece atracția gravitației se poate considera constantă într-o regiune limitată, așa cum este cazul când aparatul se folosește în scopuri practice, ceea ce face ca poziția de echilibru a sistemului magnetic să varieze sânt tocmai variațiile câmpului magnetic în punctele respective.

Trebuie să mai adăugăm că, pentru a elimina acțiunea componentei orizontale asupra sistemului magnetic, acesta se orientează totdeauna, în timpul măsurătorii, perpendicular pe meridianul magnetic, ceea ce face ca, în planul în care se poate mișca sistemul magnetic, componenta orizontală să nu aibă nici o influență.

b. Variometrul magnetic orizontal. Tot ceea ce s-a spus mai înainte despre variometrul magnetic vertical este în mare măsură valabil și pentru cel orizontal cu ajutorul căruia, însă, se măsoară variațiile componentei orizontale. Sânt, totuși, unele diferențe pe care le vom semnala aici.

În primul rând, trebuie arătat că sistemul magnetic se orientează, în acest caz, astfel încât planul în care se poate mișca acesta corespunde cu planul meridianului magnetic. Poziția sistemului magnetic în aparat este aproximativ verticală. Asupra sistemului magnetic va acționa atât componenta orizontală cât și componenta verticală a câmpului magnetic terestru. Aceasta face ca în ecuația de echilibru a sistemului magnetic, pe care o vom stabili în cele ce urmează, să intervină si variațiile componentei verticale.

c. Aeromagnetometrul lui Logacev. Măsurători magnetice de recunoaștere se efectuează actualmente și din avion, dar această tehnică nouă necesită o aparatură adecvată. Unul dintre primele aparate construite în acest scop a fost aeromagnetometrul lui Logacev. El este bazat pe principiul inducerii unui curent electric într-o bobină care se rotește în câmpul magnetic terestru; dacă axa în jurul căreia se rotește bobina este așezată orizontal se măsoară variațiile componentei verticale ale câmpului magnetic terestru, iar dacă axa de rotație a bobinei este așezată vertical se măfsoară variațiile componentei orizontale. Curentul care ia naștere în bobină este pus în evidentă cu ajutorul unui galvanometru.

Dispozitivul mai comportă o bobină stabilă, în interiorul căreia este așezată bobina descrisă mai sus și care are rolul de a compensa prin câmpul său magnetic, câmpul magnetic terestru care se măsoară. Când câmpul magnetic terestru este complet compensat, în bobina care se rotește nu se va mai induce curent electric, iar galvanometrul va indica un curent nul.

În principiu, urmărirea variațiilor câmpului magnetic terestru cu ajutorul acestui aparat se execută în modul următor: dispozitivul descris mai sus se suspendă în cabina avionului astfel încât la înclinările acestuia, dispozitivul să rămână totdeauna orizontal. În zborul său pe o anumită direcție, avionul trece prin locuri în care câmpul magnetic terestru are variații. Cum câmpul magnetic terestru din locul respectiv este în fiecare moment compensat de câmpul magnetic al bobinei stabile, lucru care se pune în evidență prin lipsa curentului de inducție în bobina rotitoare, problema care se pune este să se stabilească intensitatea curentului necesar pentru a crea câmpul magnetic compensator. Aceasta se realizează cu ajutorul unui dispozitiv semiautomat. Intensitatea curentului în bobină fiind funcție de rezistența circuitului, se poate lua ca mărime de măsurat rezistența circuitului. În acest scop cursorul reostatului, cu ajutorul căruia se controlează curentul în bobina stabilă, este prevăzut cu un creion care înscrie pe o hârtie, ce se deplasează în fața lui, variațiile rezistenței circuitului.

d.Sonde cu saturație magnetică. Elementul principal al oricărui dispozitiv de măsură care utilizează inducția magnetică este constituit dintr-o bară de material feromagnetic cu permeabilitate mare ca, de exemplu, aliaje de tipul permalloiului. Da-torită marii sale permeabilități, în câmpul magnetic terestru, elementul feromagnetic atinge aproape valoarea sa de saturație. Dacă peste acest câmp se suprapune un câmp magnetic alternativ, provocat de un curent alternativ care circulă printr-o bobină în jurul elementului feromagnetic cu permeabilitate mare, cîmpul rezultat va satura magnetic elementul. Evident că nu este indiferent dacă această saturare se face printr-un câmp magnetic de același sens cu câmpul magnetic terestru care provoacă o parte din saturarea elementului sau dacă saturarea se face printr-un câmp magnetic de sens contrar acestuia. În primul caz, câmpul magnetic terestru ajută magnetizarea care se realizează prin câmpul magnetic creat de curentul alternativ când sensul acestuia din urmă este așa încât să producă un câmp magnetic de același sens cu câmpul magnetic terestru și deci saturația să fie atinsă mai devreme, în al doilea caz, câmpul magnetic terestru și câmpul magnetic al curentului alternativ se opun. Acesta din urmă trebuie să învingă mai întâi magnetizarea, datorită câmpului magnetic terestru și apoi să aducă la saturație proba magnetică.

§ iii) Aparate pentru înregistrarea variațiilor în timp

ale câmpului magnetic terestru

Aparatele folosite pentru înregistrarea variațiilor în timp ale câmpului magnetic terestru pot fi împărțite în mai multe categorii după principiul pe care ele îl folosesc pentru urmărirea acestor variații.

a.Sisteme de înregistrare cu magneți mobili. Sistemul clasic folosit aproape exclusiv la toate observatoarele magnetice este format dintr-un set compus din trei aparate (variometre): unul pentru variațiile declinației, altul pentru variațiile componentei orizontale și al treilea pentru variațiile componentei verticale, împreună cu un înregistrator prevăzut cu o fantă luminoasă și cu un tambur pe care se aranjează hârtia fotografică necesară înregistrării variațiilor.

b. Aparate pentru urmărirea variațiilor rapide ale câmpului geomagnetic. Variațiile câmpului geomagnetic pot da naștere unui curent de inducție în spirele unei bobine fixe. Acest fenomen este folosit în observatoarele magnetice pentru urmărirea variațiilor rapide ale câmpului geomagnetic.

Elementul de măsurare îl constituie o bobină cu un diametru de aproximativ 10 m. Curentul electric care ia naștere în spirele bobinei este măsurat cu ajutorul unui galvanometru legat în serie cu bobina. Problema care se pune într-un asemenea montaj este să se găsească legătura dintre variațiile elementului magnetic considerat si variațiile curentului care apare prin inducție. Aceste variații sînt puse în evidență de un galvanometru.

Dispozitivul dă direct variațiile componentei magnetice considerate, putând fi folosit deci ca variometru. Indicațiile galvanometrului sînt înregistrate fotografic.

C a p i t o l u l 2

Câmpul magnetic terestru

§1. Generalități asupra câmpului magnetic terestru

Pentru un anumit loc și la un anumit moment câmpul magnetic terestru rezultă din suprapunerea mai multor câmpuri cu substraturi fizice diferite. În acest paragraf vom arăta, pe scurt, care sunt aceste câmpuri, urmând ca în paragrafele următoare să le studiem în parte și în amănunt pe fiecare.

Cea mai mare parte a câmpului magnetic terestru total T formează câmpul regulat al cărui substrat fizic este necunoscut, dar care își are în mod sigur originea în interiorul globului. Câmpul magnetic regulat corespunde valorilor medii obținute prin nivelarea valorilor măsurate pe întregul glob al elementelor magnetice, luiînd în considerare ipoteza magnetizării uniforme a Pământului. Acest câmp este funcție de coordonatele geografice și ale locului și de aceea îl vom nota cu Tr, (φ,λ). Acest câmp a fost luat în considerație în capitolul 1, când s-a vorbit de variațiile câmpului magnetic în legătură cu poziția pe glob a punctului respectiv.

Un al doilea câmp care intră drept constituent al câmpului magnetic terestru total este câmpul crustal produs de magnetismul scoarței terestre. Acest câmp a fost luat în considerație în capitolul I, cînd s-a vorbit de variații ale câmpului magnetic în legătură cu neomogeneitățile subsolului. Am spus atunci că el își datoreste existența atât magnetismului remanent, cât și magnetismului indus de câmpul regulat în rocile care constituie scoarța terestră și depinde, deci, atât de proprietățile magnetice ale rocilor, cât și de distribuția acestora în scoarța terestră. Dacă din valorile efectiv măsurate pe toată suprafața globului se extrage valoarea câmpului datorit magnetizării uniforme, care poate fi calculat admițând ipoteza magnetizării uniforme, ceea ce rămâne este un câmp rezidual, tocmai câmpul rezidual a cărui reprezentare în componenta verticală este dată în fig. 9 și care pune în evidență neregularitățile generale. Acest câmp fiind mai mic decât câmpul regulat modifică numai în parte, distribuția acestuia pe suprafața Pământului.

Față de câmpul regulat, așa cum am amintit și în capitolul I, câmpul crustal, care este legat de proprietățile magnetice și de accidentele structurale ale scoarței, este un câmp ariomal căruia i se datoresc abaterile valorilor câmpului măsurat de la o distribuție corespunzătoare ipotezei magnetizării uniforme a globului. Aceste abateri constituie așa-numitele anomalii ale câmpului magnetic terestru. Dacă se ține seama de substratul geologic si de dimensiunile lor, anomaliile magnetice pot fi împărțite în trei mari grupe:

a) continentale;

b) regionale

c) locale.

Anomaliile continentale, așa cum arată și numele, se întind pe suprafețe care ating dimensiunile unui continent. Pe întreaga suprafață a globului sânt doar câteva anomalii de acest fel, cea mai mare fiind în estul Siberiei (maximul anomaliei, la φ = 66° și λ = 110°) cunoscută sub numele de anomalia de la Kursk. Această anomalie se datorește unei imense acumulări de roci magnetice în subsolul regiunii.

Anomaliile regionale ocupă suprafețe mult mai mici, întinzându-se pe zeci sau sute de kilometri pătrați, iar cele locale, pe suprafețe de la câțiva zeci de metri pătrați pînă la câțiva kilometri pătrați.

Variațiile elementelor câmpului magnetic terestru pe aceste anomalii nu mai depind, dacă luăm în considerație numai câmpul anomal, de coordonatele geografice ale punctului în care se face măsurătoarea, ele fiind funcție numai de proprietățile magnetice ale rocilor care intră în compoziția subsolului și de felul cum aceste roci sînt distribuite în scoarța terestră. Acest câmp îl vom nota deci simbolic prin Tc(PM,d).

Peste aceste două câmpuri, care își au originea în interior și pentru care nu s-a pus în mod sigur în evidență vreo variație în timp, se suprapun alte două câmpuri care prezintă o variație în timp, aceste câmpuri depinzând și de locul de observație. Unul dintre câmpurile variabile este de origine cosmică, prin urmare își are originea în afara globului terestru și este cunoscut sub numele de cîmpul variațiilor periodice si al perturbațiilor.

Acest câmp, fiind legat de locul de observație și de timp, îl vom nota prin Tv (λ, φ, t). Celălalt câmp are o variație lentă în timp și este cunoscut sub numele de cimp de variație seculară, având originea în interiorul globului. Acest câmp va fi notat prin Ts (λ, φ, t), deoarece depinde și el de timp și de locul unde este observat (la aceste două câmpuri ne-am referit în capitolul I când am discutat variațiile în timp ale elementelor câmpului magnetic terestru).

În concluzie, câmpul total, măsurat la un anumit moment și într-un anumit loc de coordonate φ și λ, poate fi reprezentat prin expresia, simbolică

T= Tr(φ,λ) + Tc(PM,d) + Tv(φ,λ,t] + Te(φ,λ,t).

După această succintă prezentare a câmpului magnetic terestru, vom studia mai în detaliu, în cadrul acestui capitol, câmpul magnetic principal al Pământului și, în legătură cu acesta, câmpul de variație seculară, iar apoi câmpul de variații de origine cosmică, urrnând să studiem câmpul anomal în cadrul capitolului 3 la aplicațiile practice ale magnetismului terestru.

§2. Metode de cercetare a câmpului geomagnetic

Principalele metode folosite în studiul câmpului magnetic al Pământului constau în observații asupra distribuției elementelor magnetice pe supraiața terestră și asupra variațiilor lor la timp. Observațiile asupra distribuției elementelor magnetice sunt de fapt măsurători ale elementelor magnetice în diverse puncte pe suprafața globului și se numesc ridicări magnetice.

Ridicările magnetice se execută în scopul determinării distribuției elementelor magnetice pe supraîața terestră, cu ajutorul teodolitelor sau al altor aparate care pot furniza valoarea unui anumit element în punctul respectiv.

Elementele furnizate de obicei de o ridicare magnetică sunt declinația, înclinația și componenta orizontală.

Primele ridicări sistematice ale declinației și înclinației pe glob au fost executate pe la sfârsitul secolului al XVII-lea. Aceste ridicări au condus în anul 1700 la construirea primelor hărți magnetice mondiale.

In prezent, ridicări magnetice sistematice se execută în fiecare țară în parte. Aceste ridicări se fac în scopul stabilirii hărților magnetice ale țărilor respective. Pentru alcătuirea hărților magnetice mondiale este necesară asamblarea tuturor acestora, operație care nu este așa de simplă cum s-ar părea; la prima vedere, deoarece fiecare țară își execută măsurătorile după un plan stabilit în funcție de necesitățile și posibilitățile ei, folosind o aparatură adecvată acestora. O asamblare de acest fel a fost făcută, în anul 1945, de V. L Afanasieva, în scopul unei analize armonice sferice a câmpului geomagnetic, iar mai recent

L. I. Altșuler, B. D. Vinț, K. A. Malțeva, Z. F. Giugurean și A. P. Șleahtina au publicat la Moscova hărțile magnetice mondiale pentru epoca 1955.

Variațiile în timp ale câmpului magnetic terestru sînt înregistrate continuu în observatoarele magnetice, înregistrările se fac fotografic cu ajutorul aparatelor descrise în capitolul 1.

De pe înregistrările obținute în observatoarele magnetice se poate stabili atât forma variației elementelor magnetice cât și valoarea absolută a acestora întrucât periodic, concomitent cu înregistrările, se execută și măsurarea elementelor magnetice. Raportarea la înregistrare a valorilor date de măsurătoare permite stabilirea precisă a nivelului în jurul căruia au loc variațiile la observatorul respectiv. Elementele a căror variație se înregistrează de obicei într-un observator magnetic sînt H, Z si D sau componentele X, Y, Z.

În prezent, pe suprafața globului terestru funcționează circa 90 de observatoare magnetice. Unul dintre acestea se găsește în țara noastră, fiind instalat la aproximativ 40 km depărtare de București si este cunoscut sub numele de Observatorul Geo-fizic Surlari.

A. Câmpul magnetic regulat

Măsurătorile magnetice efectuate în diferite puncte ale globului terestru pun la dispoziție un imens material de observație, care trebuie prelucrat în scopul unei cunoașteri cât mai precise a distribuției câmpului magnetic terestru. Datele obținute în urma prelucrării acestui material se prezintă de obicei într-o primă etapă sub formă de hărți magnetice.

O a doua etapă este reprezentată de necesitatea care apare de a prinde fenomenul, pe baza acestor hărți, într-o formulă analitică, deci reprezentarea lui matematică.

În cele ce urmează vom da unele detalii asupra ambelor moduri de a reprezenta câmpul magnetic regulat.

§1. Reprezentarea cartografică

Metoda grafică de reprezentare a câmpului magnetic terestru constă în a fixa pe harta regiunii în care s-au făcut măsurătorile, dacă construim harta magnetică a acelei regiuni, sau pe o hartă a globului, dacă construim o hartă mondială, punctele în care s-au făcut determinările cu valoarea obținută din măsurătoare și în a trasa apoi curbele care unesc punctele cu aceeași valoare a elementului considerat.

Aceste curbe au diferite numiri după elementul magnetic luat în considerare; astfel se numesc izogone curbele care unesc puncte cu aceeași declinație, izocline curbele care unesc puncte cu aceeași înclinație și izodiname verticale sau orizontale curbele care unesc puncte cu aceeași valoare a componentei verticale sau orizontale.

Deoarece aceste elemente nu rămân constante în timp din cauza variației seculare (celelalte variații în timp fiind eliminate prin diferite metode atunci când se prelucrează datele de observație), hărțile magnetice se raportează la un anumit moment determinat. De obicei, se alege pentru aceasta mijlocul unui an, adică l iulie. In prezent, hărțile magnetice se alcătuiesc obișnuit pentru epoci multipli de cinci ani, adică de pildă pentru 1995, 2000, 2005 etc.

Fidelitatea cu care hărțile magnetice reprezintă distribuția timpului real este legată de desimea stațiunilor în care s-au făcut măsurătorile, și deci de scara hărții la care se face reprezentarea. La scările mici, la care se alcătuiesc de obicei hărțile magnetice mondiale, particularitățile locale în distribuția câmpului magnetic dispar și de aceea ele trebuie privite ca reprezentând o distribuție medie.

În fig. 10, 11 și, 12 sunt reproduse, după Ianovski, hărțile mondiale, care reprezintă declinația, componenta orizontală si cea verticală a câmpului magnetic terestru pentru 1950.

Din examinarea hărții cu izogone, se observă că pe suprafata globului sunt două agone (izogone care unesc puncte cu declinație nulă): una cu un mers destul de neașteptat, care înconjoară marea anomalie din estul Siberiei și alta cu un mers mult mai liniștit, care taie, la epoca pentru care a fost făcută harta, cele două Americi. Mersul izogonelor amintește întru-câtva mersul meridianelor geografice.

Dacă se iau în considerație regiunile polilor magnetici (fig. 13), se observă că izogonele nu converg în aceste regiuni către un singur punct, ci în două, pentru fiecare regiune polară; unul dintre puncte este polul geografic, celălalt punct fiind polul magnetic.

Convergența aceasta către două puncte se datorește faptului, că la polii magnetici componenta orizontală fiind nulă și deci neexistînd un plan al meridianului magnetic, un ac magnetic care se rotește liber în planul orizontal, poate lua orice poziție între 0o și 360°; de asemenea, la polul geografic noțiunea de meridian geografic nu mai are sens; întrucât declinația magnetică este unghiul diedru dintre planul meridianului geografic și planul meridianului magnetic, ea devine și aici, ca și la polul magnetic, nedeterminată, putând lua valori între 0o și 360°.

Deci, în cazul polului magnetic, meridianul geografic este definit, pe când planul meridianului magnetic se poate situa în orice azimut între 0o și 360°, iar în cazul polului geografic, definit este planul meridianului magnetic, pe când planul meridianului geografic se poate situa în orice azimut între oo și 360°.

Examinarea hărții cu izodiname orizontale pune în evidență; câteva aspecte interesante. Se observă, de exemplu, că acestea au tendința de a urmări, într-o oarecare măsură, paralelele geografice si de a descrește de la ecuator către poli. Valoarea cea mai mare a componentei orizontale apare în dreptul insulelor Sonde, unde atinge valori de 0,4 Gs.

Harta cu izodiname verticale prezintă un mers mult mai regulat. De la valoarea zero a componentei verticale, care se observă în dreptul ecuatorului, aceasta ajunge la valori maxime în regiunea polilor magnetici (aproximativ 0,6 Gs).

Mersul cel mai regulat.îl prezintă izoclinele. O izoclină de zero trece prin apropierea ecuatorului geografic, fară însă a se confunda cu acesta. De ambele părți ale acesteia, înclinația crește atingând 90° la poli.

Observații făcute în diverse epoci arată că poziția geografică a polilor magnetici nu rămâne întotdeauna aceeaiși, ca de altfel și poziția izoliniilor care se schimbă în continuu de la un an la altul. De aici și interesul de a avea hărți magnetice pentru diferite epoci.

Hărțile construite la scări mai mari, ca, de exemplu, harta unei regiuni oarecare sau harta unei țări, prezintă izolinii care nu mai au mersul regulat ce se observă în genere pe hărțile mondiale.

În cazul acesta, faptul că măsurătorile se efectuează în puncte așezate la distanțe mai mici si că reprezentarea rezultatelor se face la o scară mai detaliată, dă posibilitatea de a se contura chiar și anomaliile mai mici, care în cazul unei reprezentări cartografice la scară mondială nu pot fi prinse, dat fiind că punctele în care se măsoară sunt așezate la distanțe mari.

§2. Reprezentarea analitică

a. Asimilarea câmpului magnetic terestru cu câmpul unei sfere uniform magnetizate. S-a arătat mai înainte că o a doua etapă în reprezentarea câmpului magnetic terestru este stabilirea unei formule analitice cu ajutorul căreia acesta să poată fi redat. Această a doua etapă nu este necesară decît dacă se urmărește o prelucrare teoretică ulterioară.

Dat fiind aspectul prezentat de hărțile magnetice, primele încercări de redare în formule analitice au fost făcute în sensul asimilării câmipului magnetic terestru cu câmpul unei sfere uniform magnetizate. Bineânțeles că modul acesta de a reprezenta câmpul magnetic terestru nu este decât o primă aproximație, imaginea fiind prea mult simplificată pentru a putea reda un fenomen atât de complex.

Vom vedea însă că dezvoltări ulterioare confirmă în mare parte, acest mod de prezentare a fenomenului. Mai mult încă, unele valori ale elementelor câmpului magnetic deduse pe baza acestei imagini sunt conforme cu cele obținute din observații.

Se poate demonstra că este o echivalență perfectă între distribuția câmpului în jurul unui dipol magnetic și distribuția câmpului în jurul unei sfere uniform magnetizate, iar potențialul acestui câmp este reprezentat, în ambele cazuri, prin relația:

V =

unde M este momentul magnetic, υ unghiul dintre raza vectoare și direcția magnetizării uniforme, r distanța de la centrul magnetului la punctul considerat în care se calculează potențialul, așa cum apar în fig. 14.

Asimilarea câmpului geomagnetic cu câmpul unui dipol magnetic situat în centrul Pămîntului și având axul convenabil orientat, sau cu câmpul unei sfere uniform magnetizate avînd o anumită direcție de magnetizare, prezintă avantajul considerabil de a permite o descriere comodă a distribuției lui geografice. Bineînțeles că această descriere se va potrivi realității numai în măsura în care asimilarea însăși a câmpului se poate face, adică în primă aproximație.

În fig. 14, în triunghiul sferic obținut prin unirea punctelor P, Q și N, care se găsesc pe suprafața sferei, prin arcuri de cerc mare, este valabilă relația

cos υ = sin φ·sinc φo + cos φ·cos φo·cos (λ — λo),

unde φ și λ sunt latitudinea și longitudinea punctului P, punct în care se determină potențialul dipolului așezat în centrul sferei, iar φo și λo sunt latitudinea și longitudinea punctului Q, punctul în care axa magnetică a dipolului înțeapă suprafața sferei.

înlocuind în expresia potențialului, vom obține:

V = ·[sin φ·sinφo + cos φ·cosφo·cos (λ — λo)]

Dar momentul magnetic poate fi scris ca fiind produsul dintre volumul sferei considerate și intensitatea de magnetizare (momentul magnetic al unității de volum), deci:

M = ·π·R3·J (R este raza sferei)

Dacă introducem notațiile:

g= ·π·J·sin φo

g= ·π·J·cos φo·cos λo

h= ·π·J·cos φo·sin λo

expresia potențialului devine:

V = [g·sin φ + (g·cos λ + h·sin λ)·cos φ],

unde g, g și h sunt coeficienți constanți care depind de poziția punctului Q pe sferă, dar nu depind de poziția punctului P.

Relația de mai sus reprezintă deci potențialul unei sfere uniform magnetizate, într-un punct P a cărui latitudine este (φ si longitudine λ și care se află la distanța r de centrul sferei. În aceeași relație, amintim că R este raza sferei, iar φo si λo, care intră în expresiile coeficienților g, g și h sunt longitudinea, respectiv latitudinea punctului Q în care axa de magnetizare a sferei înțeapă suprafața sferei.

Din expresia potențialului se pot deduce ușor, prin derivare, componentele câmpului magnetic :

X = − ·, Y = − ·, Z = +

Se obțin astfel (punând r = R, adică punctul în care se calculează elementele câmpului magnetic este chiar pe suprafața sferei)

— X = g·cos φ − (g·cos λ + h·sin λ)·sin φ,

— Y = g·sin λ + h·cos λ

— Z = 2·[g·sin φ + (g·cos λ + h· sin λ)·cos φ],

În cele ce urmează, vom arăta că aceste expresii reproduc unele particularități ale câmpului magnetic terestru obținut din observații.

Dacă se ia ca meridian zero, meridianul care trece prin punctul Q, atunci λo = 0 și dacă, mai departe, după ce facem această înlocuire în expresiile lui g, g și h se consideră că și axa magnetică coincide cu axa de rotație a Pămîntului, adică φo = 90°, expresiile acestora devin:

g= ·π·J·

g= 0

h= 0

Însă:

M = ·π·R3·J

și deci componentele câmpului magnetic devin:

X = H = cos φ

Z = 2··sin φ

cu ajutorul lui H și Z se poate deduce relația:

tg I = = 2·tg φ

Dacă se compară rezultatele obținute pe baza acestor ultime formule cu cele date de observații, deosebirile, deși există, nu sunt atât de mari încât să poată îndepărta ipoteza magnetizării uniforme. Așa, de exemplu, intensitatea câmpului magnetic la polul magnetic este aproximativ de două ori mai mare decît la ecuatorul magnetic (la pol 0,65 Gs, iar la ecuator 0,35 Gs); conform relațiilor obținute, pentru H și Z, iar expresia care leagă unghiul de înclinație de latitudine este verificată în multe cazuri.

O problemă care se poate rezolva, dacă acceptăm ca valabilă, în prima aproximație, ipoteza magnetizării uniforme, este problema determinării momentului magnetic al Pământului. Acesta poate fi găsit dacă se ridică la pătrat ecuațiile care definesc pe g, g și h și se adună aceste expresii:

·π·J

Înmulțind ambii membri cu R3, se obține:

M = R3·.

Coeficienții g, g și h se obțin din expresiile elementelor magnetice după ce acestea au fost determinate prin măsurătorii. Pentru aceasta se pot folosi fie măsurătorile efectuate într-un singur loc, fie măsurătorile efectuate în puncte uniform distribuite pe întreaga suprafață a globului terestru. După calculele efectuate de V. L Afanasieva acești coeficienți au valorile:

g = 0,3032 ; g = 0,0229; h = 0,0590.

Aceste valori introduse în expresia de mai sus dau pentru momentul magnetic al Pămîntului valoarea:

M = 8,3 · 1025 u.CGS.

b. Analiza armonică sferică. Analiza armonică sferică are scopul de a reprezenta câmpul maignetic al Pămîntului ca o funcție de coordonate, fără a ține seama de cauzele fizice care produc acest câmp. Gauss a fost primul care a efectuat o analiză armonică sferică a câmpului magnetic terestru. El a renunțat în mod conștient la orice ipoteză asupra originii acestui câmp, bazându-se exclusiv în teoria sa, pe proprietățile noțiunii de potențial. În această teorie toată grija este concentrată în a obține o expresie analitică care să reprezinte mulțumitor distribuția câmpului magnetic la suprafața globului terestru.

În felul acesta, bineînțeles, originea câmpului magnetic terestru rămîne mai departe necunoscută. Totuși, considerarea diferiților termeni care apar în expresia analitică poate conduce la rezultate care să dea indicații și asupra acestei probleme atât de mult discutată și încă nerezolvată.

Un rezultat important obținut cu ajutorul acestei analize a fost separarea câmpului magnetic terestru într-un câmp care are sursele în interiorul globului și un alt câmp având sursele în exteriorul acestuia.

Ipoteza după care câmpul magnetic ar putea avea surse si în exteriorul globului a fost făcută de către Schmidt în 1885. El presupunea că sursele câmpului magnetic se găsesc atît în interiorul globului terestru, cât și în exterior, dar în spațiul în care se măsoară elementele câmpului, adică la suprafața globului, suntem în afara acestor surse. În aceste condiții se demonstrează că soluția generală a ecuației lui Laplace:

∆V ≡ = 0

în coodonate sferice (r este raza vectoare a punctului considerat, adică distanța dintre el si centrul Pămîntului, deci pentru un punct de pe glob r = R, θ este colatitudinea geografică și λ longitudinea geografică este:

V =

unde și reprezintă expresii mai complicate, în care apar funcții Legendre asociate și au forma:

= ,

= ,

Indicii e și i pun în evidență termenii care corespund unor cauze externe, respectiv interne. Coeficienții , h, j și k se determină pe baza distribuției reale a timpului geomagnetic, iar P(cosθ) este expresia simbolică sub care se reprezintă funcțiile Legendre asociate.

Cele trei componente rectangulare ale timpului magnetic terestru se obțin prin derivarea potențialului V:

X = − ·, Y = − ·, Z = +

Înlocuind în expresia potențialului de la început r = R și apoi derivând pentru a obține componentele X si Y, și apoi derivând și înlocuind pe r = R pentru a obține componenta Z, rezultă expresiile:

X = −

Y = −

Z =

Acestea, daca le scriem ținând seama de forma lui T și introducând notațiile:

g + j = p

(n + 1)·g – n·j = p’

h + k = q

(n + 1)·h − n·k = q’

expresiile componentelor magnetice se scriu:

X =

Y =

Z = −

Cu ajutorul expresiilor de mai sus se poate calcula contribuția la câmpul magnetic terestru atât a cauzelor interioare cât și a cauzelor exterioare. Într-adevăr, dacă se determină coeficienții pși q din expresia lui X si coeficienții p’și q’ din expresia lui Z, în care mărimile elementelor magnetice sunt cunoscute din măsurători, se pot determina coeficienții g și h corespunzători cauzelor interioare și coeficienții j si k, coresrespunzători cauzelor exterioare, pe baza relațiilor dintre acești coeficienți.

O primă încercare de separare a câmpului intern de cel extern a fost făcută de A. Schmidt în 1985. Rezultate mai precise au fost însă obținute de L. A. Bauer pentru epoca 1995. Analize armonice au fost efectuate și mai recent; astfel V. N. Afanasieva a executat o asemenea analiză pentru epoca 1998 în care folosește, spre deosebire de celelalte analize, si determinări de pe teritoriul Rusiei.

Conform ultimelor analize, contribuția cauzelor interne la producerea câmpului magnetic terestru este de 97%, iar contribuția cauzelor externe de 3%.

După cum se vede, din cele expuse mai sus, teoria lui Gauss, deși formală, nu numai că permite o reprezentare a distribuției valorilor elementelor câmpului magnetic terestru, dar face posibilă și o localizare cantitativă a surselor acestui câmp.

c. Semnificația fizică a primului termen al analizei armonice sferice. Ca și în cazul analizei armonice obișnuite, în care o curbă periodică cu aspect complicat este descompusă în unde sinusoidale simple, cărora apoi li se caută echivalentul fizic corespunzător, și în analiza armonică sferică, care a fost utilizată în cercetarea câmpului magnetic terestru, se urmărește să se interpreteze diverșii termeni care apar.

În cele ce urmează, ne vom mărgini numai la primul termen al dezvoltării, adică la cazul când n = 1 si vom arăta că acest termen corespunde cazului studiat mai înainte al unei sfere uniform magnetizate.

Pentru aceasta, vom presupune mai întîi ca este neglijabil față de și atunci expresia potențialului devine:

V =

Când ne mărginim numai la primul termen, n = l, și ne situăm la suprafața Pământului, adică pentru r = R, expresia potențialului devine:

V = .

Ținând seama că pentru m = 0 și m = l polinoamele lui Legeendre sunt:

P(cos θ) = cos θ

P(cos θ) = sin θ

expresia potențialului se transformă astfel:

V = R·(gcos θ + gcos λ·sin θ + hsin λ·sin θ)

Această relație este absolut analogă cu expresia potențialului unei sfere uniform magnetizate, dacă ținem seama că unghiul θ este complementul unghiului φ.

Coeficienții g, g și h se determină pe baza distribuției reale a câmpului geomagnetic.

Aplicând și în acest caz același tratament care a fost aplicat în cazul sferei uniform magnetizată, pentru a stabili valoarea momentului magnetic al Pămîntului, se ajunge la același rezultat.

Prin urmare, primul termen al dezvoltării în funcții armonice sferice reprezintă acțiunea unui dipol situat în centrul Pământului cu axa înclinată față de axa de rotație sau ceea ce este echivalent a unei sfere uniform magnetizată. Această ipoteză poate fi, deci, admisă în primă aproximație, dar numai în măsura în care neglijarea celorlalți termeni de ordin superior ai dezvoltării este justificată, adică în măsura în care ei sunt mici față de primul, fapt confirmat în parte de calculele efectuate cu ocazia analizei armonice sferice.

§3. Variația seculară și paleogeomagnetismul

a. Variația seculară. Măsurători executate în același loc, dar la epoci diferite, pun în evidență o variație a valorilor medii ale elementelor geomagnetice, variație care, dată fiind desfășurarea mare în timp, a primit numele de variație seculară.

Aceasta se calculează pentru un interval de un an împărțind diferența valorilor obținute la numărul de ani scurs între datele la care au fost executate măsurătorile. Trebuie însă ca măsurătorile să nu fie făcute la un interval prea mare de timp, deoarece variația seculară nu rămîne constantă.

Determinări precise ale variației seculare se fac în observatoarele magnetice, unde se obțin înregistrări continue ale variațiilor elementelor geomagnetice. Din mediile valorilor elementelor, obținute din înregistrare prin prelucrare convenabilă, se poate determina variația seculară e elementelor câmpului geomagnetic pentru observatorul respectiv.

Ca exemplu, prezentăm în fig. 15, după Liviu Constantinescu, curba care reprezintă variația seculară a declinației între anii 1991—1994, așa cum rezultă din înregistrările făcute la Observatorul geofizic Surlari:

În fig. 16 și 17 sunt reproduse curbele obținute pentru variația seculară după mediile făcute pentru un an ale elementelor D, H, I, pentru Observatoarele Sluțk (fig. 16) și Sverdlovsk (fig. 17). Se observă mersul complet diferit al declinației la cele două observatoare.

Pentru locuri în care există măsurători care se întind pe o perioadă mai mare de timp, așa cum, de exemplu, există la Londra, s-a reprezentat de către Bauer variația direcției câmpului magnetic sub forma unei curbe, care s-ar obține când capătul unui ac magnetic, suspendat în centrul său de greutate în mijlocul unei sfere, ar înscrie pe sferă diferitele poziții pe care le ia în intervalul de timp cercetat. O astfel de reprezentare este dată în fig. 18.

Primele măsurători magnetice datează din 1540. După cum se poate observa curba prezintă o întoarcere în anul 1580 și o altă întoarcere în anul 1800 și are tendința să se închidă după aproximativ 500 de ani. Acest lucru i-a determinat pe unii cercetători să creadă că acest interval de timp ar fi chiar perioada fenomenului. Faptul nu este însă sigur, deoarece pentru alte puncte de observație se obțin perioade diferite. Distribuția variației seculare a fiecărui element, pentru o anumită epocă, poate fi reprezentată cartografic prin curbe care unesc puncte cu aceeași variație seculară și care se numesc izopore.

Ca exemplu de prezentare cartografică a variației seculare reproducem în fig. 19 harta cu izopore a componentei verticale pentru epoca 1983. O inspecție a hărții prezentate pune în relief existența a cinci focare principale de variație seculară în componenta verticală (focarele indonezian, iranian, sud-african, atlantic si sud-american), pe lîngă care mai sunt și altele de importanță mai mică. O comparație a hărților cu izopore pentru componenta verticală cu hărțile cu izopore pentru componenta orizontală, pe care nu le reproducem aici, pune în evidență legătura dintre variațiile în cele două componente, aceste variații fiind dependente una de alta.

Analizele armonice sferice ale câmpului magnetic terestru, executate pentru diferite epoci, au arătat că variațiile seculare provoacă schimbări în toți coeficienții seriei care apar în această : analiză, și deci și în coeficienții g, g și h cu ajutorul cărora se calculează, după cum am văzut, momentul magnetic al Pământului. Variația acestor coeficienți implică deci și variația momentului magnetic al Pământului. Într-adevăr, din calculele

efectuate pe baza analizelor armonice sferice reiese că momentul magnetic al Pământului s-a micșorat în ultima sută de ani, interval pentru care sunt efectuate analize armonice sferice.

Un alt fapt important demn de relevat este că zonele cu focare importante de variație seculară se concentrează în deosebi în zonele cu activitate seismică accentuată.

b. Paleogeomagnetismul. Măsurători și înregistrări sistematice ale câmpului magnetic terestru nu există decît din secolul trecut, iar pentru cunoașterea evoluției câmpului geomagnetic ar trebui să avem informații care să se repartizeze pe un interval de timp mult mai larg, cele câteva măsurători mai vechi care se cunosc în câteva puncte de pe glob fiind cu totul neândestulătoare în această privință.

Pentru a înlătura această lipsă, s-a căutat să se determine direcția și intensitatea câmpului geomagnetic la o anumită epocă, pentru care nu avem măsurători directe, prin determinări indirecte.

Pentru aceasta s-a plecat de la ideea că un corp care la un moment dat se găsește în câmpul magnetic terestru la o temperatură superioară punctului Curie (punctul Curie este temperatura deasupra căreia orice corp își pierde proprietățile magnetice), se magnetizează în timpul răcirii, prin inducție, direcția de magnetizare fiind aceea a câmpului magnetizant și intensitatea de magnetizare fiind de asemenea proporțională cu acesta.

În felul acesta a fost studiată de R. Chevallier magnețizarea lavelor vulcanului Etna din secolul al XIII-lea până în secolul al XX-lea, cunoscându-se datele la care au avut loc depunerile de lave. El a determinat mărimea declinației care, pentru locul respectiv și intervalul de timp considerat, se situează între valorile de 20° declinație estică și 20° declinație vestică. Curba declinației obținută pentru ultimii 350 de ani în modul indicat mai înainte este în concordanță perfectă cu valorile obținute din măsurătorile făcute la Roma (deși locul unde a fost depusă lava nu coincide cu locul unde au fost făcute măsurătorile directe, rezultatele pot fi comparate, distanța nefiind prea mare).

S-au încercat asemenea determinări și asupra cărămizilor scoase din clădiri vechi a căror dată de construire se cunoștea precis și asupra vaselor de lut a căror epocă de fabricare era aproximativ cunoscută. Asemenea determinări au fost făcute de E. Thellier care a obținut, din studiul magnetizării cărămizilor arse, date concordante cu cele obținute direct din măsurători asupra înclinației în împrejurimile Parisului.

Pentru determinarea intensității totale, E. Thellier și O. Thellier au folosit tot cărămizi scoase de la clădiri din Paris și Lille, însă rezultatele obținute nu par să prezinte siguranță. De altfel, așa cum remarcă H. Haalck, trebuie o mare prudență când se încearcă determinarea valorilor elementelor magnetice prin procedeele expuse mai înainte, deoarece condiții cu totul locale pot influența în mare măsură magnetizarea probelor

supuse determinărilor.

Cercetări mai noi încearcă să determine intensitatea și direcția câmpului magnetic terestru în vechime, folosind în deosebi probe de roci sedimentare care s-au depus în apele lacurilor sub influența câmpului magnetic terestru, în aceste condiții, particulele care se găsesc în suspensie în apa lacului sub acțiunea câmpului gravitațional se depun pe fundul lacului. Această depunere nu se face, din punctul de vedere al magnetizării, oricum, deoarece particulele sunt sub influența câmpului magnetic terestru, ceea ce le face să se așeze astfel încât roca ce ia naștere din aceste depuneri să prezinte o direcție de magnetizare. Acest punct de vedere a fost confirmat de experiențe de laborator, care au luat în considerație și determinarea stabilității în timp a magnetizării.

Din rocile astfel formate, și pentru care se cunoaște aproximativ vârsta, se iau probe care sunt apoi studiate cu ajutorul unei metode de inducție: proba este rotită în centrul unei bobine și acționează ca un mic dipol magnetic care induce o forță electromotoare alternativă în bobină. Curentul care ia naștere în felul acesta este amplificat și-i se măsoară intensitatea și faza lui.

Înmodul acesta au putut fi determinate valorile elementelor magnetice pentru epoci îndepărtate în timp, în care nu existau determinări magnetice directe. Așa, de exemplu, studiul depozitelor glaciale de argile vărgate din New England (U.S.A.) a făcut să se poată trage concluzii asupra caracteristicilor câmpului magnetic terestru din epocile în care s-au depus aceste argile.

În stratele de argile din New England a putut fi identifcată succesiunea anuală a depunerilor, întru-cât straturile prezintă slabe intercalații de nisipuri, corespunzătoare unui anumit anotimp.

În fig. 20 și 21 sunt reproduse după Johnson, Murphy și Torreson curbele obținute din determinări pe aceste argile pentru înclinație si declinație. Se observă mersul pe care 1-a avut înclinația în timpul depunerii argilelor și periodicitatea pe care o prezintă valorile, declinației magnetice.

O aplicație foarte importantă a acestor determinări paleogeomagnetice este determinarea migrației polilor geomagnetici ;în trecutul geologic al Pământului.

Mișcarea polilor magnetici ai Pământului este un lucru indiscutabil în prezent, deși nu se cunoaște exact poziția pe care au avut-o în decursul timpului. O explicație a acestor mișcări și stabilirea cu aproximație a poziției lor a fost posibilă numai în urma acestor studii. Intr-adevăr, pentru motive de stabilitate a Pământului pe orbita lui, trebuie să se considere că axa de rotație a sâmburelui central este fixă și deci și câmpul magnetic permanent, care se presupune că își are originea în acest sâmbure central, trebuie să aibă orientări legate de poziția acestuia. În acest caz, pentru explicarea migrării polilor magnetici se admite că există o alunecare a crustei solide față de sâmburele central, care face ca poziția aparentă a polilor magnetici pe crusta solidă să fie diferită în trecutul geologic al Pământului. Determinîndu-se direcția magnetizării rocilor în diverse epoci geologice, se pot trage concluzii asupra poziției polilor magnetici. Așa, de exemplu, în cambrian poziția polilor magnetici ar fi fost, după aceste cercetări, următoarea: polul boreal φ = 0o, λ = 158°E ; polul austral φ = 0o, λ = 22°W ; în carbonifer: polul boreal φ = 41°N, λ = 128°E, iar polul austral φ = 41°S și λ = 52°W; în triasic: polul boreal în zona estică a Asiei (nordul Chinei), iar cel austral în Oceanul Atlantic, în apropierea capătului de S-E al Americii de Sud. Pentru cretacic miocen, eocen-pliocen poziția polilor magnetici ar fi fost apropiață de cea actuală.

Deplasarea relativă a crustei solide față de sâmburele intern este, așa cum reiese din cercetările expuse mai înainte, de aproximativ 20 km sau 0°.2 la un milion de ani.

§4. Teorii ale câmpului magnetic principal

Trebuie spus, încă de la început, că pînă în prezent nu există o teorie mulțumitoare care să explice existența câmpului magnetic principal al Pământului. Diversele ipoteze elaborate pînă în prezent nu pot fi acceptate integral, fiecare din ele justificând, în cazurile cele mai fericite, numai anumite aspecte și lăsînd nejustificăte altele.

Înainte, însă, de a face o prezentare a acestor diferite ipoteze, vom trece în revistă câteva din încercările care s-au făcut de a prezenta formal aspectul câmpului geomagnetic principal prin prezența în interiorul Pământului a unor dipoli, a căror natură fizică, în cele mai multe cazuri, nu este discutată. Aceste ipoteze au totuși avantajul că pot reproduce imaginea cartografică a câmpului geomagnetic principal, iar în unul din cazurile pe care îl vom discuta mai pe larg se pot atribui acestor dipoli si unele semnificații fizice, care pot constitui punctul de plecare al unor teorii pentru câmpul geomagnetic principal.

Dintre aceste încercări, vom aminti pe aceea a lui Bartels care, cu ajutorul unui dipol excentric de o anumită valoare, reușește să redea caracteristicile cele mai generale ale câmpului. Mc Nish merge mai departe si încearcă să reprezinte câmpul rezidual, adică câmpul care rămâne după ce din câmpul observat se extrage câmpul dipolului excentric imaginat de Bartels, prin intermediul a 14 dipoli radiali de momente magnetice potrivite,

așezați excentric la adîncimea (R este raza Pământului), fiecare dipol corespunzând unei anomalii regionale mari, observată în câmpul măsurat la suprafața Pământului.

Evident, modelul acesta furnizează o bună aproximație a anomaliilor observate, însă, fiind mult prea complicat este dificil sa se găsească o interpretare fizică care să explice câmpul magnetic principal.

O altă încercare în acest domeniu, asupra căreia vom insista mai mult, este aceea lui Hans G. Macht, care reușește cu ajutorul a doi dipoli să redea unele caracteristici ale câmpului principal, încercând, în același timp, explicarea variației seculare și interpretarea fizică a celor doi dipoli. Astfel H. G. Macht separă momentul magnetic M al Pământului în două componente: o componentă Mp paralelă cu axa de rotație a acestuia, justificarea fizică pentru aceasta fiind părerea autorului că partea cea mai importantă a câmpului principal s-ar datori rotației Pământului în jurul axei sale și o componentă Mq perpendiculară pe această axă si așezată la o distanță oarecare de centru în planul ecuatorului, necesară pentru, explicarea înclinării axei magnetice față de axa de rotație a Pământului. În ceea ce privește mărimea acestor componente, ele sunt în raportul , componenta paralelă cu axa de rotație fiind cea mai importantă.

Calculul matematic, bazat pe utilizarea coeficienților furnizați de diferite analize armonice din ultimii 120 de ani, a putut să determine coordonatele celor doi dipoli. Utilizând valorile coeficienților pentru epoca 1945, autorul stabilește că dipolul transversal Mq este situat a 1031 km de centrul Pământului, centrul dipolului fiind la longitudinea de 268°E, așa cum se poate vedea din figura 22.

Dipolul paralel cu axa de rotație, de moment Mp , este așezat la distanța de 228 km spre nord de planul ecuatorului și la aproximativ 408 km de axa de rotație. Această așezare a dipolilor reproduce bine termenii de ordinul I și II care apar în dezvoltarea în serie a potențialului.

Cu ajutorul analizelor armonice sferice executate până acum s-a putut stabili deplasarea în timp a celor doi dipoli și cu aceasta s-a putut trece la discutarea variației seculare. Rezultatele sunt reprezentate în fig. 23, în care se poate vedea modul de migrare a celor doi dipoli.

Cu 1, 2, 3… s-au notat pozițiile dipolilor, așa cum rezultă din analiza armonică considerată, notată în figură prin anul pentru care a fost făcută. Pe axele de coordonate apar unități arbitrare care reprezintă distanțe al căror echivalent în km a fost dat.

Dipolul, de moment Mq , prezintă o mișcare sistematică spre vest de-a lungul unei curbe aproximate cu o elipsă în jurul centrului Pământului. Distanța dipolului față de punctul O a crezut de la aproximativ 750 km până la aproximativ l030 km, axa lui rămâne paralelă cu ea însăși. Dipolul, prezintă o mișcare simultană cu a lui M dar mult mai înceată. Distanța față de planul ecuatorial a crescut de la 19 km la 228 km, iar distanța până la axa Pământului a crescut de la 300 km la mai mult de 400 km.

Întru-cât raportul momentelor celor doi dipoli este practic constant:

și deoarece dipolul Mq se deplasează practic paralel cu el însuși, axa magnetică a suferit, în intervalul studiat, numai o foarte ușoară schimbare.

Deplasarea uniformă și sistematică a dipolului ecuatorial Mq, dacă se presupune o migrare continuă a lui în lungul unei orbite eliptice, ar urma să se efectueze complet într-un ciclu de aproximativ 500 de ani, ceea ce sugerează existența unui factor planetar periodic al variației seculare.

O asemenea periodicitate nu este în contradicție cu curba deja discutată a variației elementelor D și I la Londra (fig. 18).

Deși fondat pe considerații formale, modelul prezentat sugerează unele interpretări fizice cu totul generale asupra cauzelor câmpului magnetic principal. Astfel, după părerea lui H. G. Macht, componenta polară Mp s-ar datori îndeosebi unor sisteme

de curenți electrici planetari care înconjoară axa Pământului sau o direcție paralelă cu aceasta, pe când componenta transversală Mq s-ar datori unor procese fizice complicate, ca de exemplu, curenții de convecție și efecte de inducție magnetică date de câmpul dipolului polar Mp, care se petrec în miezul Pământului.

Deplasarea spre vest a dipolului transversal Mq ,s-ar părea că este în legătură cu fenomenul de deplasare relativă a crustei față de miezul solid, fenomen amintit atunci când au fost discutate chestiunile de paleomagnetism. Evident, formalismul care stă la baza acestor considerații îndreptățește o totală rezervă asupra interpretărilor date.

Pentru explicarea magnetizării axiale a Pământului au fost emise o serie de ipoteze, pe care le vom trece pe scurt în revistă. În cele ce urmează, înainte însă, de aceasta vom prezenta o relație care a fost stabilită empiric în 1947 de Blackett și care, deși nu explică mecanismul producerii câmpului magnetic leagă momentul cinetic C al Pământului de momentul lui magnetic M prin intermediul a două constante universale: constanta atracției universale și viteza luminii.

Forma matematiă a relației este:

unde A − constanta de proporționalitate;

χ − constanta atracției universale;

c − viteza luminii.

Așa cum se vede, relația lui Blackett prezintă existența câmpului magnetic ca un fenomen natural și general produs în urma rotației. Legea se verifică mulțumitor pentru Pământ, Soare și Steaua 78 din constelația Fecioarei. O confirmare a relației lui Blackett s-ar obține dacă intensitatea câmpului magnetic ar rezulta mai mică atunci când aceasta este măsurată la adîncime într-o galerie de mină. Unele determinări cu totul nesigure păreau să confirme acest lucru. Expresia lui Blackett, însă, nu a mai putut fi aplicată atunci când, determinîndu-se din nou cu ajutorul efectului Zeeman, câmpul magnetic al Soarelui, s-a constatat că, de fapt este mai mic decît se stabilise mai înainte. De altfel însuși Blackett, într-o lucrare de mai târziu, recunoaște inexactitatea relației sale.

Pentru explicarea mecanismului producerii câmpului magnetic prin rotație s-a imaginat o serie întreagă de ipoteze, dintre care unele admiteau chiar mici abateri de la legile generale ale fizicii.

Așa, de exemplu, printre teoriile care admiteau abateri de la legile generale ale fizicii, este aceea care presupunea că legea lui Coulomb nu este valabilă decât în primă aproximație si că interacțiunea între particule se face în mod diferit de cel admis în general când o particulă pozitivă interacționează cu una negativă sau una pozitivă interacționează cu una pozitivă. Cea mai mare parte dintre aceste teorii încearcă să explice apariția câmpului magnetic prin separarea unor sarcini electrice care, rotindu-se odată cu Pământul, dau un curent electric si câmpul magnetic corespunzător.

O altă teorie atribuie magnetizarea prin rotație unui efect magneto-mecanic, plecându-se de la imaginea după care într-un corp nemagneitizat, magneții moleculari (din limbajul lui Ampere), adică electronii în rotație din jurul nucleelor, nu au nici o orientare preferențială când acesta este în repaus, așa încât acțiunea lor globală este nulă și că aceștia se orientează când sunt supuși unei mișcări de rotație care caută să orienteze fiecare atom cu axa paralelă cu axa de rotație. Efectul rotației, deci, ar fi o magnetizare a corpului și ar trebui să meargă până la saturație dacă n-ar interveni ciocnirile datorite mișcărilor termice și efectul demagnetizant al câmpului produs. Deși efectul a fost verificat prin experiență, totuși, dacă mecanismul magnetizării ar fi cel descris si ar fi comun pentru Soare si Pământ, ar trebui ca magnetizarea să fie proporțională cu viteza de rotație, adică invers proporțională cu durata unei rotații, ceea ce pentru aceste două corpuri nu se verifică.

S-au mai emis ipoteze care încearcă să explice originea câmpului geomagnetic ca datorindu-se unei magnetizări permanente a crustei terestre. In aceste ipoteze se face să intervină forma reală a Pământului determinându-se o distribuție de roci magnetice în crusta lui, care să satisfacă distribuția observată a câmpului. Pe lângă faptul că această ipoteză lasă complet deschisă problema originii câmpului magnetic al Soarelui, ea întâmpină greutăți și în explicarea câmpului magnetic terestru, întrucât toate corpurile feromagnetice își pierd capacitatea de magnetizare

deasupra punctului Curie (pentru fier +760°C), iar datele experimentale fac să se presupună că în interiorul Pământului temperatura este mult mai ridicată decât punctul Curie al oricărui corp feromagnetic. S-a încercat să se facă ipoteza că punctul Curie se deplasează în domeniul temperaturilor ridicate la presiunile mari care trebuie să existe în interiorul globului, însă încercările experimentale de a pune în evidență acest lucru nu dau în prezent dreptul de a se susține aceasta.

O altă serie de ipoteze asupra originii câmpului magnetic terestru presupune existența unor sisteme de curenți electrici care circulă în sâmburele metalic lichid al Pământului.

În sâmburele metalic al Pământului pot exista mișcări de convecție datorită gradienților de temperatură produși de dezintegrările substanțelor radioactive, în prezența unui câmp inițial magnetic foarte, slab, a cărui origine rămâne neexplicată, în masele metalice care se mișcă în urma fenomenului de convecție, iau naștere curenți de inducție, care pot provoca un câmp magnetic secundar care face să crească intensitatea celui primar, creșterea făcându-se pe seama energiei care întreține mișcarea de convecție.

Curentul electric din nucleul metalic al Pământului s-ar putea datori si unor forțe termoeleotromotoare, care rezultă din diferențele de temperatură, care se stabilesc datorită mișcării de convecție din nucleu, între diferitele regiuni ale lui.

Toate aceste teorii se lovesc însă de dificultatea necunoașterii condițiilor electrice din interiorul nucleului.

Așa cum am spus încă de la început, chestiunea originii câmpului magnetic terestru rămâne la ora actuală o problemă deschisă a fizicii globului, încercările timide de până acum nereușind nici pe departe să prezinte o teorie dacă nu cantitativă, dar cel puțin care să înfățișeze mulțumitor fenomenul din punct de vedere calitativ.

B. Câmpul de variații geomagnetice

§1. Punerea problemei. Complexitatea fenomenului și importanța lui

În general, prin variații geomagnetice se înțeleg modificări în timp pe care le suferă vectorul câmp magnetic terestru.

În cele ce urmează se vor dezvolta chestiunile care sunt în legătură cu câmpul de variații. Deși aceste variații sunt mici în comparație cu mărimea câmpului magnetic principal și deși au fost descoperite mai târziu, se poate spune că în stadiul actual al cunoștințelor, ele sunt mult mai bine cunoscute decît fenomenele legate de câmpul magnetic principal. Acest lucru se datorește atât faptului că fenomenele sunt mai ușor de studiat, dată fiind scurta lor desfășurare în timp și mijloacelor care stau la dispoziția cercetătorilor, cât și importanței mari practice, dar mai ales științifice pe care o au.

În această introducere se va căuta mai întâi să se pună în evidență câteva dintre caracteristicile fenomenului în scopul de a reprezenta greutățile care se pot întâmpina în studiul lor, iar apoi se va arăta interesul științific și practic pe care îl prezintă chestiunea.

Vom începe prin a arăta unele din caracteristicile fenomenului:

— Variațiile în timp ale câmpului magnetic terestru au o intensitate redusă față de fond, amplitudinea acestora putând ajunge în cazuri excepționale la câteva sute de gamma, pe când fondul, câmpui magnetic principal, este de câteva zeci de mii de gamma.

— Fenomenele se încadrează într-un ansamblu complex, fiind destul de rare cazurile când un fenomen de variație apare singur, neînsoțit de altele tot de variație, însă de forme si cauze diferite.

— Cauzele care provoacă variațiile sunt complexe atât prin originea și modul lor de producere, cât și prin desfășurarea lor în timp.

În ceea ce privește interesul studiului acestor variații, el poate fi privit din două puncte de vedere: științific și practic.

Interesul științific al chestiunii poate fi rezumat și el în câteva puncte:

— orin studiul variațiilor geomagnetice se pot obține date interesante cu privire la natura fizică a unei părți a câmpului magnetic terestru;

— oferă posibilitatea de a se obține informații asupra straturilor superioare ale atmosferei (ionosfera) și pe altă cale decât prin studiul direct, deoarece, în afară de variația seculară, celelalte variații se datoresc unor cauze care își au sediul acolo;

— se obțin indirect rezultate interesante pentru studiul fenomenelor solare (pete solare, focule, protuberante, erupții cromosferice) deoarece variațiile câmpului geomagnetic sunt în strânsă legătură cu emisiunea corpusculară și ultravioletă a Soarelui;

— studiul variațiilor câmpului geomagnetic și mai ales analiza armonică sferică a lor a pus în evidență faptul că aproximativ o treime din mărimea acestora se datorește unor cauze care își au sediul în interiorul globului terestru. Asupra naturii acestor cauze s-a emis ipoteza existenței unor curenți electrici în sol, care apar prin inducție din cauza variațiilor geomagnetice. Deoarece acești curenți circulă la adâncimi de sute de kilometri în interiorul globului, studiul lor poate da informații interesante asupra conductibilității electrice a straturilor de adâncime.

În ceea ce privește interesul practic al studiului variațiilor câmpului geomagnetic, îl vom rezuma de asemenea în cîteva puncte:

— se știe că în timpul perturbațiilor magnetice audițiile radiofonice în gama undelor scurte sunt stânjenite și uneori, când perturbațiile sunt mai intense, întrerupte. Cunoașterea condițiilor în care se produc aceste perturbații magnetice și mai ales prevederea lor, lucru care este astăzi abia în faza de studiu, ar duce la îmbunătățirea acestor audiții;

— în ultima vreme au apărut studii în care se încearcă fundarea unor noi metode de prospectare a subsolului, metode care fac apel atât la variațiile câmpului magnetic terestru, cât și la variațiile curenților telurici, curenți care circulă în mod natural prin pământ și care sunt legați strâns prin mecanismul producerii lor de variațiile magnetice;

— în aplicațiile practice ale magnetismului terestru este necesară cunoașterea variațiilor geomagnetice, pentru că ceea ce se măsoară la un moment dat într-un punct din teren este o sumă în care intră câmpul magnetic datorit unor cauze din interiorul solului și câmpul magnetic de variații datorit unor cauze din exteriorul solului.

Pentru a putea compara datele obținute în diferite puncte, în scopul de a avea o imagine exactă a câmpului cu originea în interiorul solului, imagine care în cazul aplicațiilor practicei poate da indicații asupra zăcămintelor din subsol, trebuie eliminate aceste variații. Eliminarea lor nu se poate face decât dacă dispunem de înregistrări.

După această sumară trecere în revistă în care s-a căutat să se pună în evidență atât caracteristicile generale ale variațiilor geomagnetice cât și interesul practic și științific al problemei, se va trece la o clasificare a acestor variații, după care se va discuta fiecare fenomen în parte, în prealabil, însă, se vor prezenta câteva date asupra emisiunilor solare care au o strânsă legătură cu variațiile geomagnetice: radiația corpusculară și radiația ultravioletă.

§2. Radiația corpusculară și radiația ultravioletă solară

Fenomenele magnetice variabile în timp se datoresc, chestiunea este definitiv stabilită, unor cauze care își au sediul în atmosfera înaltă. Această parte a atmosferei numită ionosferă este supusă direct acțiunii radiației corpusculare și radiației electromagnetice a Soarelui. Intensitatea acestor radiații si a efectelor lor în magnetismul terestru variază cu creșterea sau descreșterea activității solare și cu poziția suprafețelor active pe discul solar.

În cele ce urmează, chestiunea radiației corpusculare și electromagnetice a Soarelui va fi discutată din punctul de vedere care interesează magnetismul terestru. Se va vedea, din această scurtă prezentare, că chestiunea este departe de a fi lămurită, iar ipotezele emise explică numai parțial complexul de fenomene care apar.

a. Emisiunea corpusculară. Încă de la începutul acestui secol Birkeland a arătat că unele aspecte ale aurorelor polare pot fi explicate dacă se admite că acestea sunt provocate de acțiunea unor corpusculi solari, care, intrând în atmosfera terestră, perturbă starea de echilibru a straturilor ei superioare. Datorită deviațiilor pe care acești corpuisculi le suferă în câmpul geomagnetic, pătrunderea în atmosfera terestră nu se poate face decât în zona latitudinilor polare.

Deoarece există o strânsă legătură între fenomenul aurorelor polare și furtunile magnetice, s-au căutat argumente care să arate că și acestea din urmă se datoresc unei emisiuni corpusculare solare care perturbă straturile ionosferice. Argumentele care pledează în favoarea unor astfel de ipoteze sunt pe scurt următoarele :

— s-a putut stabili într-un număr important de cazuri că între producerea unui fenomen solar și începutul furtunilor magnetice puternice se scurge un interval de timp aproape totdeauna același și care este de ordinul unei zile. Viteza corespunzătoare pentru particulele care ar pleca din Soare și care ating atmosfera Pământului ar fi de aproximativ l500 km/s.

— agitațiile magnetice de intensitate mai slabă, care se petrec în epocile de activitate solară redusă, au putut fi bine corelate cu fenomene care se petrec în Soare. În același timp, s-a putut arăta că perturbația magnetică corespunzătoare unut anumit fenomen solar (protuberanța) se produce la un interval de trei sau patru zile după trecerea fenomenului solar pe la meridianul central al Soarelui, ceea ce ar corespunde unei viteze de deplasare pentru particule, cuprinsă între 350 și 600 km/s. Există o pronunțată tendință de repetare după 27 de zile, a agitațiilor mai slabe, tendință care a fost pusă în legătură cu perioada medie de rotație a Soarelui. După o rotație completă, fenomenul solar, care se presupune că a produs agitația magnetică, se află iarăși într-o poziție favorabilă față de Pământ.

Nu vom insista aici asupra modului cum sunt emiși corpusculii din Soare, nici asupra geometriei fasciculului de corpusculi care, călătorind de la Soare la Pământ, ajung în atmosfera terestră. De altfel, asupra acestor chestiuni, în stadiul actual al cunoștințelor, nu s-au emis decât ipoteze care își așteaptă confirmarea prin date noi de observație.

În cele ce urmează, ne vom ocupa de influența pe care o suferă acești corpusculi din partea câmpului geomagnetic când ajung în apropierea Pământului. Problema a fost rezolvată, încă de la începutul acestui secol, de Stormer, pentru cazul în care o sarcină electrică pozitivă sau negativă, care nu interacționează cu alte sarcini electrice, ajunge în câmpul magnetic terestru, considerat ca fiind câmpul unui dipol. Evident, prin considerarea unei singure sarcini și prin presupunerea că ea nu interacționează cu celelalte sarcini electrice, problema este mult simplificată. Fără aceste simplificări, însă, chestiunea s-ar fi complicat atît de mult încât devenea de nerezolvat din punct de vedere matematic.

Lucrările lui Stormer se ocupă aproape exclusiv de drumul pe care îl poate avea o particulă încărcată în câmpul magnetic terestru.

Rezolvarea matematică pornește de la ecuația mișcării unei particule electrizate într-un câmp magnetic, ecuație care are forma:

unde m este masa particulei, e sarcina particulei, viteza particulei si câmpul magnetic al dipolului terestru.

La capătul unei serii întregi de transformări ale acestei relații, Stormer reușește să obțină un sistem de trei ecuații,, dintre care două determină traiectoria mișcării într-un plan cărei trece prin axa OZ a sistemului de coordonate ales și vectorul de poziție al particulei considerate. Axa OZ corespunde direcției dipolului considerat. A treia ecuație determină rotirea acestui plan în jurul axei OZ.

Sistemul de ecuații poate fi folosit pentru calculul numeric al traiectoriilor particulelor cu ajutorul metodei numerice de integrare sub formă de serii infinite, dar se pretează și unor discuții prealabile cu caracter general, putându-se delimita domeniile din spațiul care înconjoară Pământul, în care pot intra și atinge atmosfera, terestră particulele care vin de la Soare.

În cadrul acestor discuții semicantitative, se poate arăta că traiectoriile după care particulele încărcate cu sarcini electrice se mișcă în câmpul. magnetic al unui dipol sunt de o infinită varietate și pot prezenta forme extrem de complicate. Ele pot fi însă clasificate în următoarele trei tipuri:

— orbite care ating Pământul venind de la infinit;

— orbite care, venind de la infinit, se apropie de Pământ până la o anumită distanță și apoi se depărtează de acesta fără să-l atingă;

— orbite periodice, conform cărora o particulă încărcată se poate roti în jurul. Pământului de un număr infinit de ori.

Primele orbite, din clasificarea făcută, pot atinge Pământul numai în două zone situate în regiunea din jurul polilor dipolului geomagnetic, întrucât atât pe direcția axei dipolului cât și în jurul ei sub forma unui tor, sunt domenii în care nu pot pătrunde traiectoriile particulelor care vin de la infinit (de la Soare). Lărgimea acestor domenii interzise depinde de caracteristicile orbitelor, care se deduc, așa cum am arătat si mai înainte, prin discutarea generală a ecuațiilor mișcării particulelor. Totuși, lărgimea zonei din jurul polilor geomagnetici în care orbitele pot atinge Pământul nu poate trece peste anumite limite, ceea ce nu concordă cu observațiile făcute în timpul furtunilor magnetice intense si al aurorelor polare.

Aceasta este una din deficiențele teoriei lui Stormer pe care el a rezolvat-o cu ajutorul unui curent circular în jurul Pământului, situat în planul ecuatorului, despre care însă vom vorbi când vom trece în revistă teoriile furtunilor magnetice.

În fig. 24 sunt figurate în negru spațiile interzise pentru pătrunderea particulelor în atmosfera terestră.

Prevederile teoretice ale lui Stormer au fost verificate experimental mai întâi de Birkeland și apoi de Bruche. Experiențele s-au efectuat într-o cameră de vid, în mijlocul căreia se afla o sferă de fier înconjurată de o bobină de magnetizare. Sfera era bombardată cu raze catodice produse în camera în care se lucra. El a putut pune în evidență în felul acesta regiunile în care particulele pot ajunge pe suprafața sferei. Bruche, lucrând în același mod ca si Birkeland, însă folosind fascicule subțiri de raze catodice, a reușit să pună în evidență și orbitele periodice prevăzute de teoria lui Stormer.

b. Emisiunea ultravioletă. Este bine stabilit acum că radiația ultravioletă a Soarelui joacă un rol important în fenomenele ionosferice și în cele geomagnetice. Dintre observațiile cele mai importante care pledează în favoarea celor spuse mai sus sunt următoarele:

— în timpul eclipselor solare, s-a constatat cu ajutorul sondajelor ionosferice că ionizarea atmosferei înalte scade aproape la jumătate, ceea ce arată că radiația solară este principala cauză a acestui fenomen;

— s-au observat în cromosferă fenomene care se manifestă printr-o creștere excepționala a radiației ultraviolete și care au o durată în timp de maximum o oră. Concomitent cu observarea acestor fenomene se înregistrează și fenomene terestre (în ionosferă și în magnetismul terestru). Dat fiind că fenomenele se observă la interval de numai câteva minute unele de altele, agentul care provoacă fenomenele terestre nu poate fi decât radiația ultravioletă emisă de Soare.

În cele ce urmează, se va prezenta pe scurt modul cum se admite astăzi formarea straturilor ionizate.

Pentru a se putea ioniza moleculele sau atomii care formează un gaz este necesară o energie bine determinată, căreia îi corespunde așa-numitul potențial de ionizare, care se obține fie pe seama radiației corpusculare, fie pe seama radiației electromagnetice a Soarelui. Cum radiația corpusculară se manifestă numai în timpul unei activități solare ridicate, iar ionizarea din ionosferă poate fi pusă în evidență și în lipsa acesteia, urmează că factorul important care provoacă ionizarea atmosferei este radiația electromagnetică. Intrucât pentru a se produce ionizarea este necesar ca energia radiației să fie cel puțin egală cu energia corespunzătoare potențialului de ionizare al gazului și cum se știe că atmosfera este constituită la aceste înălțimi în deosebi din oxigen și azot molecular sau atomic, urmează că pentru a avea energia necesară ca să se producă ionizarea, lungimea de undă a radiației trebuie să fie cuprinsă între 850 A — l 000 A (corespunzătoare potențialelor de ionizare a elementelor amintite mai sus).

Prin sondaje ionosferice, s-a pus în evidență o serie de straturi care corespund la diferite densități de ioni. În tabela de mai jos sunt date diversele straturi admise în general în prezent că ar exista în ionosferă și înălțimile lor respective.

Faptul că ionosfera se prezintă stratificat se datoreste radiațiilor ultraviolete solare de diferite frecvențe, care sunt absorbite de diferiții constituenți atmosferici aflați la diferite altitudini.

Pentru a înțelege modul de formare a unui strat ionosferic să ne închipuim că Pământul are o atmosferă formată dintr-un singur element gazos a cărui densitate descrește exponențial cu cât ne ridicăm pe verticală. Dacă în această atmosferă pătrunde din afară o radiație monocromatică care produce ionizarea, numărul maxim de ioni produși se va găsi la un anumit nivel, deoarece absorbția razelor incidente este controlată de doi factori – intensitatea radiației și densitatea gazului absorbant. Acești doi factori lucrează astfel încât producerea maximă de ioni să fie la un anumit nivel controlat, pe de o parte de coeficientul de absorbție al gazului pentru radiația respectivă și pe de altă parte, de modul cum descrește densitatea. Existența mai multor straturi în ionosferă se explică prin compoziția complicată a atmosferei și prin distribuția diferită cu înălțimea a diferiților ei constituenți.

Procesele sunt însă mai complicate deoarece, după ionizare, ionul format are tendința de a deveni din nou neutru prin recombinare. Evident că această recombinare are loc cu atât mai repede cu cât densitatea gazului este mai mare și deci cu cât drumul liber mijlociu al particulei, drumul pe care particula îl face între două ciocniri consecutive, este mai mic.

La o înălțime potrivită în atmosferă, fenomenele de recombinare au loc într-un ritm rapid, drumul liber mijlociu al particulelor fiind mic, așa că la această înălțime densitatea de ioni este funcție de înălțimea Soarelui deasupra orizontului.

Înălțimea și densitatea diferitelor straturi din ionosferă se pot determina cu ajutorul unei metode imaginată și aplicată de Breit și Tuve. Metoda folosește un emițător și un receptor care lucrează ambele pe lungimi de undă scurtă, situate la o distanță mică unul de altul. Emițătorul transmite semnale foarte scurte, iar la postul de recepție un oscilograf catodic inregistrează două devieri: una provenită de la unda directă transmisă de emițător, iar cealaltă provenită de la unda reflectată de straturile ionizate din atmosfera înaltă.

Înălțimea stratului reflector se calculeaza considerându-se că undaelectromagnetică parcurge spațiul dintre emițător stratul reflectător-receptor în direcție verticală și determinând diferența în timp dintre emiterea semnalului și recepționarea lui. Calculul arată că reflexia unei unde electromagnetice de o anumită frecvență nu se produce decât pe un strat reflectător cu o anumită densitate electronică. Variind deci frecvența cu care se lucrează, se pot stabili densitățile straturilor care produc reflexia.

Cu ajutorul acestor sondaje s-au determinat și studiat anumite variații în densitatea electronică cum ar fi variația diurnă, variația sezonală, variația unde-cenală, variații în timpul perturbațiilor geomagnetice etc.

§3. Clasificarea variațiilor geomagnetice

Variațiile magnetice, așa cum se înregistrează pe diagrameleobservatoa-relor magnetice, se pot prezenta sub o foarte mare diversitate de forme, această diversitate fiind în legătură fie cu originea lor, fie, dacă au aceeași origine, cu condițiile în care ele se produc.

În fig. 25 sunt reproduse diagramele de înregistrare din zilele de 9.X.1988 si de 24.X.1988 obținute la Observatorul Geofizic Surlari. Pe fiecare dintre curbe este notat elementul a cărui variație o reprezintă. Cele trei linii orizontale sunt bazele față de care se măsoară variațiile fiecărui element, iar liniile verticale reprezintă semnalele orare care se dau automat la ore întregi.

fig. 25

Prima diagramă reprezintă înregistrarea variațiilor câmpului geomagnetic într-o zi calmă din punct de vedere magnetic, iar a doua într-o zi în care o furtună magnetică a început să se manifeste brusc. Se observă mersul cu totul deosebit al elementelor magnetice în cele două cazuri.

De la început se impume o clasificare după modul în care se prezintă la o primă inspecție curbele de înregistrare. Conform acestei clasificări, variațiile geomagnetice pot fi împărțite în:

— variații calme în care curbele de înregistrare prezintă un mers monoton, neted;

— variații perturbate în care aceste curbe au un mers mai mult sau mal puțin haotic, după gradul de perturbare. Unele perturbații, furtunile magnetice, prezintă o foarte mare intensitate, se resimt simultan pe întregul glob și pot dura câteva zile. Modul lor de desfășurare nu prezintă la o primă vedere nimic sistematic. Alte perturbații au un caracter mult mai regulat, intensitatea lor este mult mai redusă, durata de desfășurare este de câteva ore. Ele se pot resimți fie pe o regiune redusă, fie pe întregul glob.

Pentru a sistematiza materialul, vom da în cele ce urmează citeva clasificări ale acestor fenomene, făcute din puncte de vedere diferite. Aceste clasificări au pe lângă scopul amintit mai sus și pe cel de a prezenta diferitele moduri în care pot fi studiate variațiile magnetice si care depind de obiectul urmărit în cercetare.

Un prim punct de vedere, pe care îl vom adopta, va fi cel al evolutiei evoluției în timp a diverselor variații geomagnetice. Clasificarea o vom prezenta sub forma schemei de mai jos:

Inițialele care urmează după denumirea fenomenului sunt inițiale cu care de obicei sunt prescurtate aceste denumiri m literatură.

Dacă se adoptă în clasificare criteriul formei sub care se pot prezenta variațiile geomagnetice, schema va avea aspectul de mai jos:

Prin variații geomagnetice evidente am înțeles în această clasificare variațiile care pot fi observate direct pe diagramele înregistrate la Observatoarele magnetice, fără să fie nevoie de o prelucrare prealabilă a datelor de observație, așa cum este necesar pentru punerea în evidență a variațiilor geomagnetice ascunse.

În sfârșit, un ultim punct de vedere pe care îl vom adopta pentru clasificarea variațiilor geomagnetice va fi cel al originii lor:

După cum se vede, radiația solară conpusculară și cea ultravioletă joacă un rol important în originea variațiilor geomagnetice.

În cele ce urmează, pentru motivul unei expuneri unitare, nu vom respecta decât în parte clasificările de mai sus.

§4. Variația diurnă solară Sq

În cele ce urmează se va discuta, cu oarecare detalii, tipul de variație diurnă solară Sq.

După ce vor fi prezentate caracteristicile principale ale acestui tip de variație, se va trece la discutarea cauzelor care produc variațiiile Sq și, în sfârsit, se vor prezenta câteva teorii asupra originii acestor cauze.

a. Caracteristicele principale ale variației Sq. Materialul care stă la baza studiului asupra variației diurne solare calme constă în deosebi din curbele medii de variație obținute pe baza înregistrărilor la diferite Observatoare.

În fig. 26, 27 și 28 sunt redate curbele medii de variație diurnă Z, H și D, înregistrate la diferite latitudini. Curbele a) reprezintă variația Sq, curbele b) variația SD = Sd — Sq curbele c) variația SD = S — Sq, iar în scara timpului sunt luate orele locale. În discuția care urmează interesează numai curbele Sq. Din observarea lor se pot pune în evidență următoarele caracteristici:

— Variațiile diurne solare Sq se desfășoară după timpul local, punctele caracteristice ale curbelor fiind aproximativ la aceeași oră locală.

— Variațiile diurne solare prezintă diferențe în amplitudine care depind de latitudinea locului unde se face înregistrarea.

— Amplitudinea maximă a variației are loc în timpul orelor de zi.

Mai jos sunt date alte caracteristici ale variațiilor diurne solare care nu reies din figurile prezentate.

Variația diurnă solară Sq se manifestă deosebit ca amplitudine în diversele anotimpuri ale anului. Aceasta este variația anuală, care în clasicările date anterior s-a notat cu A. Pentru punerea în evidență a acestei variații se asociază lunile unui an astfel că lunile care încadrează echinocțiile și lunile echinocțiilor se iau împreună, iar lunile care încadrează solstițiul de vară și solstițiul de iarnă împreună cu lunile solstițiilor se iau separat. Se obțin astfel trei anotimpuri geomagnetice: unul corespunzător echinocțiilor, al doilea corespunzător solstițiului de vară și al treilea corespunzător solstițiului de iarnă.

Dacă se calculează și apoi se trasează curbele medii de variație diurnă solară pentru aceste anotimpuri se obțin trei tipuri de curbe care se constată că sunt diferite atât în amplitudine cât și în fază. Diferențele se datoresc poziției diferite a Pământului față de Soare în cele trei anotimpuri geomagnetice, poziții care fac ca radiația ultravioletă să cadă sub incidențe diferite asupra straturilor superioare ale atmosferei.

Un studiu al diagramelor înregistrate la un același Observator arată că mersul diurn în zilele calme din punct de vedere magnetic este diferit de la o zi la alta, chiar dacă anotimpul geomagnetic nu este diferit. Diferența se manifestă în deosebi

în amplitudinea curbelor și afectează foarte puțin faza.

b. Cauza variațiilor Sq. Înainte de a intra în discutarea propriu-zisă a cauzelor variațiilor Sq, este necesar să arătăm cum a fost aplicată analiza armonică și sferică în studiul variațiilor diurne solare si care sunt rezultatele la care s-a ajuns. Aceasta cu atât mai mult cu cât în modul acesta s-a putut stabili sediul cauzelor acestor variații.

Metoda analizei armonice si sferice aplicată la studiul variațiilor diurne solare. Pentiu acest studiu se folosesc curbele de variații diurne obținute la Observatoarele magnetice. Cu cât numărul Observatoarelor este mai mare și cu cât repartiția lor pe suprafața globului este mai uniformă, cu atât rezultatele analizei sunt mai valabile.

În definitiv, scopul analizei este să stabilească dependența variației considerate de timp si de coordonatele locului pe suprafața globului. Calea pentru a se ajunge la acest rezultat este de a reprezenta variația sub forma unei serii cu coeficienți constanți, coeficienți care se determină din observații.

Primul pas în executarea unei asemenea analize, după ce s-au obținut pe cale statistică curbele medii de variație diurnă ale celor trei elemente, este să se execute o analiza armonică Fourier. Această analiză Fourier se execută pentru fiecare element în parte si rezultatul ei va prezenta curbele de variație ale celor trei elemente sub forma unei sume de sinusi si cosinuși cu periodicități de o zi sau de fracțiuni de zi .

Expresia matematică va fi, pentru fiecare element, de forma

δE =

unde E = X, Y sau Z.

În această expresie, după cum se știe,

a = ·, b = ·

unde n este numărul de ordonate care se iau când se analizează curba supusă studiului, număr care poate fi de 8, 12 sau 24 (din trei în trei ore, din două în două ore sau la fiecare oră) și care depinde de precizia dorită.

Prima relație se poate scrie, conform celor știute din analiza armonică, sub forma:

δE = ,

unde:

A = și tgφ =

De obicei, analiza armonică a variației diurne se oprește la primii doi termeni ai dezvoltării în serie, adică termenii în care m = l și m = 2, suma acestora reușind să aproximeze suficient de bine curba de la care se pornește.

În felul acesta, se obține o expresie matematică a curbei de variație diurnă, expresie care se folosește apoi la dezvoltarea în funcții sferice care permit, pe lingă exprimarea variațiilor ca funcfii de două variabile de latitudine și de timp, si separarea cauzelor care produc variațiile diurne, în cauze interne și cauze externe.

Și în acest caz, ca si în cazul aplicării analizei armonice sferice la studiul câmpului magnetic principal, se pornește de la presupunerea că pot exista cauze ale variațiilor diurne atât în interiorul globului, cât și în exteriorul lui, dar că în spațiul în care se înregistrează variațiile analizate nu există surse ale câmpului. În aceste condiții se poate pleca de la presupunerea existenței unui potențial care, ca și în cazul studiului câmpului geogiagnetic principal, se poate scrie sub forma:

V = ,

în care termenii Tși T și indicii e și i referindu-se la cauze externe si la cauze interne, sunt dați de expresiile cunoscute:

= ,

=

unde , h, j și k sunt coeficienții care se determină pe baza analizelor armonice executate pentru diferitele Observatoare luate în considerație, P(cosθ) fiind funcții Legendre asociate, iar λ longitudinea.

Componentele câmpului se obțin prin derivarea potențialului V în raport cu variabilele corespunzătoare:

X = − ·, Y = − ·, Z = +

Deci:

X = −

Y = −

Z =

Atât pentru nevoile ulterioare, dar mai ales pentru faptul că variația diurnă nu depinde de longitudine și dat fiind că este vorba de variații în timp va trebui să se transforme relațiile de mai sus așa încât să apară timpul local. Transformarea este simplă întrucât:

λ = t − t’,

unde t este timpul local, iar t' este timpul universal. Dar t' este timpul după meridianul zero (timpul universal) care poate fi luat zero întrucât el este același pe întregul glob. În acest caz relațiile devin:

= ,

=

Introducând aceste valori în expresiile componentelor magnetice și ținând seama că:

întrucât t’ este același pe tot globul, se va obține

X = −

Y =

Z = −

Se notează apoi:

g + j = r

(n + 1)·g – n·j = u

h + k = s

(n + 1)·h − n·k = v

Relațiile de mai sus devin:

X = −

Y = −

Z = −

S-a văzut că în coeficienții r, u, s și v apar coeficienții și hcorespunzători cauzelor interne și coeficienții j și k corespunzători cauzelor externe.

Pentru determinarea coeficienților se procedează astfel: variațiile δX, δY și δZ se pot prezenta pentru fiecare Observator, așa cum s-a arătat, sub forma unor serii Fourier a căror coeficienți a și b sunt cunoscuți.Comparând coeficienții acestor serii cu coeficienții funcțiilor sinus și cosinus din expresiile de mai sus se obține pentru fiecare Observator următorul sistem de ecuații:

a = , b = ,

a = , b = ,

a = , b = ,

a cărui rezolvare ne conduce la expresiile coeficienților r, s, u și v. Întrucât, datorită numărului mare de Observatoare ale căror rezultate se iau în considerație când se efectuează o asemenea analiză armonică, numărul ecuațiilor întrece numărul necunoscutelor, sistemul trebuie rezolvat cu ajutorul metodei celor mai mici pătrate.

În acest mod, se poate stabili o expresie care să reprezinte variația diurnă solară în funcție de timp și de coordonatele locului pe suprafața globului.

Partea internă și partea externă a variațiilor diurne solare. Pe baza relațiilor de legătură dintre coeficienții u, v, r, și s și coeficienții și h pe de o parte, j și k pe de altă parte, care corespund cauzelor interne, respectiv externe, ale variațiilor diurne solare, s-a putut calcula raportul amplitudinilor diferitelor componente periodice și diferențele lor de fază. S-a putut constata astfel că cel puțin 2/3 din variațiile diurne solare se datoresc unor cauze care își au originea în exteriorul globului terestru și numai cel mult 1/3 se datorește unor cauze cu sediul în interior. Faptul că raportul amplitudinilor și diferențele de fază ale diferitelor componente periodice care corespund cauzelor interioare și exterioare prezintă valori similare, a făcut să se emită presupunerea că ele sunt strâns legate unele de altele, cauzele interne alei variațiilor nefiind decât un efect al celor externe.

Natura cauzelor externe. Încă de la prima analiză armonică, efectuată de Schuster, s-a făcut presupunerea că variațiile diurne solare trebuie să se datoreze unor curenți electrici care circulă prin atmosfera înaltă la o înălțime de ordinul a o sută de kilometri de la suprafața globului. Făcându-se această presupunere și cunoscând manifestările magnetice ale acestui curent, s-a reușit să se calculeze forma și intensitatea lui plecându-se de la legile electromagnetismului si de la rezultatele obținute în analiza armonică a variațiilor diurne solare Sq. Legea electromagnetică de la care s-a plecat a fost legea lui Biot-Savart, mai exact de la una din consecințele ei, care echivalează un curent electric închis cu un strat magnetic dublu. Prin această echivalare, în cazul care ne interesează, sistemul de curenți presupus în atmosfera înaltă este înlocuit printr-un strat dublu magnetic situat pe o sferă concentrică cu globul terestru și având o rază r mai mare decît acesta. Potențialul unui astfel de strat este dat de relația:

U =

unde μ este densitatea superficială de moment magnetic a straniului dublu, n direcția normalei la suprafața sferei, r distanța dintre punctul în care se calculează potențialul și stratul dublu, iar dS elementul de suprafață pe sfera stratului dublu.

Considerându-se înălțimea stratului dublu ca fiind de 100 km, s-a ajuns să se calculeze sistemul de curenți din atmosfera înaltă a cărei reprezentare este dată în fig. 29, în partea de sus fiind reprezentat sistemul de curenți corespunzător variațiilor diurne solare în timpul echinocțiilor, iar în partea de jos a figurii fiind reprezentat sistemul de curenți corespunzător solstițiului de vară.

Săgețile reprezintă direcția pe care o are curentul, iar valorile înscrise trebuie înmulțite cu 1000 pentru a reprezenta în amperi intensitatea curentului. Așa cum este reprezentat în fig. 29, curentul este presupus fix față de Soare, :Pământul rotindu-se pentru un observator care ar fi în Soare în spatele acestui curent. După cum se poate vedea, sistemul de curenți este constituit din patru curenți circulari închiși, doi în emisfera nordică și doi în emisfera sudică, câte unul din ei acționând în partea luminată a emisferei și câte unul, de intensitate mai redusă, în partea întunecată a Pământului. Pentru ehinocții, sistemele de curenți din cele două emisfere sunt simetrice față de ecuator; această simetrie se strică în cazul solstițiului, deoarece, în acest caz, emisferele sunt inegal luminate de Soare. Trebuie, de asemenea, remarcat că pentru emisfera luminată centrul curentului circular se află aproximativ la meridianul orei 11, acest centru miscându-se însă spre ore mai mari sau spre ore mai mici după cum considerăm emisfera în care este iarnă sau vară.

Caracteristicile expuse mai sus ale sistemului de curenți din atmosfera înaltă explică caracteristicile variațiilor diurne așa cum au fost enumerate mai înainte.

După cel de-al doilea război mondial s-au făcut încercări de a pune în evidență acești curenți prin experiențe directe cu ajutorul rachetelor. Rezultatele obținute indică, în adevăr, la o înălțime de aproximativ 105 km existența unei cauze care face ca câmpul magnetic înregistrat de aparatele existente pe rachetă să înceapă a fi diferit de cel calculat în ipoteza unui Pământ uniform magnetizat. Această cauză a fost identificată cu curentul electric din atmosfera înaltă, presupus pentru a explica variația diurnă.

Natura cauzelor interne. Așa cum am arătat în altă parte, în baza raportului amplitudinilor și a diferențelor de fază ale componentelor cu cauze interne față de componentele cu cauze externe, s-a putut trage concluzia că există o legătură cauzală între cele două părți ale câmpului de variații. Dacă se acceptă această concluzie, atunci trebuie să se admită că partea externă este cauza și partea internă efectul, deoarece prima este de 3−4 ori mai mare decât a doua.

Actualmente, se admite că partea externă a variațiilor diurne dă naștere în interiorul globului, printr-un efect de inducție, unor curenți electrici, cunoscuți sub numele de curenți telurici, al căror câmp magnetic contribuie și el la variațiile înregistrate. Este greu de prevăzut distribuția acestor curenți în interiorul Pământului, dat fiind că nu este cunoscută distribuția conductibilității electrice care depinde de distribuția diferiților constituenți ai globului terestru. Totuși, pentru o evaluare chiar aproximativă a acestor curenți, au fost imaginate diferite scheme care încearcă să reprezinte distribuția conductibilității electrice în interiorul Pământului, așa încât să se poată trece apoi la o evaluare cantitativă a acestora. Aceasta corespunde diferitelor modele de Pământ imaginate de diferiți autori pentru a explica procentul cu care cauzele interne intervin în fenomenele de variație ale câmpului magnetic terestru. Nu vom prezenta aici nici unul dintre aceste modele, fiecare având, datorită marii complexități a problemei, scăderile sale și aceasta, deoarece fiecare autor a încercat să explice anumite aspecte ale fenomenelor modelele imaginate nemaifiind proprii pentru explicarea altora. Evident că modelele concepute de diverși autori nu se deosebesc prea mult, ele concepând Pământul ca fiind format din diferitei sfere concentrice cu grosimi și conductibilități care diferă de la autor la autor.

c. Originea posibilă a curenților din ionosferă. Dintre toate teoriile care au încercat să explice originea curenților din ionosferă, aceea a dinamului atmosferic a fost în cele din urmă acceptată aproape general. Teoria dinamului atmosferic consideră că forța electromotoare, care provoacă curenții din atmosfera înaltă, se datorește mișcării straturilor superioare ale atmosferei în câmpul magnetic principal al Pământului. Deoarece fenomenele prezintă analogie cu fenomenele care au loc într-un dinam, câmpul magnetic al statorului fiind câmpul magnetic al Pământului, iar straturile ionizate jucând rolul rotorului dintr-un dinam, teoria a primit numele de teoria dinamului atmosferic.

Când un conductor electric se mișcă cu o viteză pe o direcție perpendiculară față de un câmip magnetic de intensitate atunci în conductor se induce o forță electromotoare. E dată de. Relația:

E = − ·

densitatea curentului care apare sub influența acestei forțe electromotoare fiind = γ· unde γ este conductivitatea mediului.

În cazul atmosferei, mișcarea este determinată de mareele atmosferice cauzate de atracția gravitațională a Soarelui și a Lunii, fenomen care se resimte sub forma unor oscilații semi diurne ale presiunii atmosferice, observabile și la suprafața Pământului. Analiza, observațiilor barometrice ale variațiilor presiunii a arătat că ele sunt constituite din câteva unde sinusoidale, dintre care cea mai importantă este aceea cu perioada de 12 ore, care are o amplitudine la suprafața solului de l mm

col. mercur.

Pentru evaluarea vitezei de deplasare a aerului, Chapman stabilește, în urma unei analize armonice sferice, distribuția pe glob a acestei unde de presiune și apoi, considerând un potențial al câmpului de viteze de deplasare a aerului, calculează, utili un sistem de coordonate sferice, viteza aerului pe direcțiile N—S și E—W. Relațiile care dau aceste viteze sunt:

VN = , VE =

unde Φ este potențialul câmpului de viteze, R raza Pământului iar θ și λ colatitudinea, respectiv longitudinea punctului în care se calculează viteza de deplasare a aerului.

Cu ajutorul acestor relații s-au calculat și s-au reprezentat in fig. 30 vitezele de deplasare a aerului în atmosfera înaltă.

Deoarece deplasările au loc în direcție orizontală, ceea ce va acționa din câmpul magnetic terestru va fi componenta Z a aceistuia. În acest caz forțele electromotoare induse pe cele două direcții vor fi:

forța electromotoare după direcția E — W = − VN · Z,

forța electromotoare după direcția N — S = − VE · Z.

Forțele electromotoare calculate cu ajutorul acestor relații sunt reprezentate în fig. 31.

Se observă că la ecuator, unde valoarea componentei verticale a câmpului geomagnetic este zero, forța electromotoare indusă este de asemenea nulă.

Există însă o nepotrivire între valoarea pentru conductibilitatea electrică determinată cu ajutorul măsurătorilor si valoarea pentru conductibilitatea, electrică cerută de teoria dinamului atmosferic, pentru a se putea explica variațiile diurne Sq. Această nepotrivire se poate înlătura dacă se admite că numărul de ioni poate fi de câteva ori mai mare decât numărul de electroni așa cum s-a admis când s-a adus această obiecție teoriei dinamului atmosferic, într-adevăr, pe baza datelor obținute din explorarea ionosferei cu ajutorul undelor de radio, se poate determina densitatea de electroni și în cazul de mai sus s-a presupus că densitatea de ioni este egală cu densitatea electronilor. Sunt însă motive să se creadă că numărul de ioni poate fi de câteva ori mai mare, deoarece electronii liberi, produși prin acțiunea de ionizare a radiației solare ultraviolete, pot dispărea nu numai prin recombinare cu ioni pozitivi, ci și prin atașare la atomi și molecule neutre, ceea ce face ca conductibilitatea datorită ionilor să fie suficientă acum pentru explicarea variației diurne solare Sq prin teoria dinamului atmosferic.

Mai mult, pentru calculul de mai sus al vitezei în straturile superioare ale atmosferei, s-au folosit observațiile asupra amplitudinii oscilațiilor barometrice la suprafața solului. Unele observații însă îndreptățesc să se creadă că viteza de deplasare a maselor ionizate ale atmosferei înalte este de câteva ori mai mare decât cea dedusă din oscilațiile barometrice la suprafața solului.

Observații ulterioare au arătat că ambele efecte pot interveni în favoarea teoriei dinamului atmosferic, deoarece explorarea ionosferei cu ajutorul undelor radioelectrice pune uneori în evidență o natură ionică în anumite straturi ale ei, iar observații ale oscilațiilor de presiune în atmosfera înaltă, de câteva mii de ori mai mari decât cele observate la suprafața solului, îndreptățesc presupunerea că vitezele de deplasare ale maselor ionizate trebuie să fie mai mari decât cele deduse pe baza determinărilor acestor oscilații la suprafața solului.

§5. Variația diurnă lunară L

a. Calculul variației L. Pentru punerea în evidență a variației diurne lunare L, care, dacă folosim una din clasificările date la începutul acestui capitol, face parte dintre variațiile ascunse geomagnetice, se folosesc tot mediile orare stabilite după ora solară. În acest caz, însă, gruparea valorilor se face după timpul lunar, deoarece ziua lunară are 24h50m28s de timp solar mediu. În regruparea valorilor medii orare se ia ca început al zilei lunare momentul trecerii Lunii la meridianul superior (momentul culminației superioare), care se stabilește după anuarul astronomic. Momentul culminației superioare a Lunii nu corespunde, de obicei, unei ore solare întregi, însă, datorită marelui număr de zile, care se folosește în prelucrare, se poate lua, fără a se face o eroare mare, ca început al zilei lunare cea mai apropiată oră solară.

Operațiile care se efectuează au scopul de a îndepărta din valorile finale atât variația diurnă solară cât și variațiile neregulate. Cea mai mare parte din variația diurnă solară se poate îndepărta de la început scăzându-se din fiecare valoarea medie orară valoarea medie din luna respectivă. Ceea ce rămâne apoi se regrupează după timpul lunar. În fiecare linie prima valoare corespunde trecerii Lunii la meridianul superior. Efeotuându-se apoi mediile pe coloane se obține variația diurnă lunară pentru intervalul de timp considerat. Deoarece amplitudinea acestei variații este foarte mică în comparație cu celelalte variații, pentru punerea ei în evidență, este necesar să se prelucreze materialul de înregistrare de pe un interval de timp lung.

b. Caracteristicile variației L. Gruparea valorilor medii orare stabilite după ora solară se poate face pentru a obține variația, L în două moduri. În cazul că se iau în considerație toatei zilele dintr-un interval de timp, fără a se ține seama de fazele Lunii, curba de variație diurnă lunară L apare ca o undă dublă, așa cum este reprezentată pentru Observatorul din Batavia în partea de jos a fig. 32. Dacă însă, pentru deducerea acestei variații se ia în considerație un număr mare de zile corespunzătoare unei anumite faze a Lunii (Lună plină, Lunal nouă etc.), curbele obținute nu mai sunt așa de simple ca în primul caz. În fig. 32 sunt date curbele obținute pentru diferite faze ale Lunii. Materialul de observație de la care s-a pornit este tot cel înregistrat la Observatorul de la Batavia. Se constată că, dacă variația are loc în timpul orelor de zi, amplitudinea ei este mai mare decât în cazul când variația are loc în timpul orelor de noapte.

Deosebirea care apare în cele două cazuri amintite mai înainte se datorează faptului că orele de zi sunt în primul caz distribuite pe toată durata unei zile lunare și prin efectuarea de medii se produce o compensare care face să apară în reprezentarea grafică o undă dublă. Evident, această compensare nu se produce în cazul când se consideră o anumită fază a Lunii.

— Întocmai ca variația diurnă solară Sq, variația diurnă lunară prezintă si ea o variație în amplitudine cu anotimpul. Într-adevăr, amplitudinea variației este mai mare vara decât iarna. Procentual, diferența între cele două amplitudini este mai mare decât în cazul variației diurne solare Sq.

— Faptul că amplitudinea variației diurne L este diferită cu anotimpul și, de asemenea, diferită dacă are loc în timpul : orelor de noapte sau în timpul orelor de zi, a îndreptățit o cercetare a fenomenului în legătură cu activitatea solară. S-a constatat însă că variația diurnă lunară este foarte puțin influențată de aceasta, prezentând numai o slabă creștere în amplitudine cu creșterea numărului de pete solare.

— După cum în timpul agitațiilor magnetice componenta SD a variațiilor diurne solare variază în amplitudine cu gradul de agitație, tot astfel variația diurnă L crește în amplitudine cu cât crește agitația magnetică. Această creștere însă, este dependentă de locul de observație si de elementul luat în considerație. Așa, de exemplu, pentru Observatorul de la Batavia variația diurnă L în declinație este aproximativ de zece ori mai mare în timpul zilelor agitate, pe când la Greenwioh creșterea este numai de două ori.

c. Reprezentarea matematică a variației L. Analiza armonică și analiza armonica sferică se aplică si în cazul variației diurne lunare L întocmai așa cum s-a aplicat și în cazul variației diurne solare Sq.

Rezultatele dezvoltării în serie armonică au arătat că armonicele de perioadă egală cu jumătate de zi, rămân constante în decursul unei luni, pe când celelalte armonice, deși păstrează neschimbată amplitudinea, își schimbă fazele, ceea ce provoacă deplasarea valorilor extreme. Și în acest caz se poate pune în evidență o parte de origine internă și o parte de origine externă variației diurne lunare L.

Pentru motive similare cu cele arătate când s-a discutat această chestiune în cazul variației diurne solare, se poate spune că partea internă se datorește unui efect de inducție din partea celei de origine externă.

d. Originea variație L. Ca și în cazul variației diurne solare Sq, s-a presupus că partea de origine externă se datorește unui sistem de curenți electrici care circulă prin straturile superioare ale atmosferei. Acest sistem a putut fi construit în același mod, luându-se în considerație datele magnetice înregistrate la Observatoarele magnetice. În fig. 33 și 34 sunt reprezentate sistemele de curenți care explică variația diurnă lunară L în timpul echinocțiilor și în timpul solstițiului de vară. Valorile date în figurile menționate trebuie înmulțite cu 100 pentru a obține intensitatea curenților în amperi. Se observă că la echinocții curentul circulă în partea luminată în patru circuite închise, două în emisfera nordică si două în emisfera sudică, așezate simetric față de ecuator, intensitatea curentului fiind aproximativ 5000 amperi. În partea întunecată se observă două circuite închise, câte unul pentru fiecare emisferă, intensitatea curentului fiind aproximativ de numai l200 amperi. Acest, lucru explică diferența de amplitudine a variațiilor diurne lunare în timpul orelor de noapte față de orele de zi.

Situația se schimbă complet în cazul curenților responsabili pentru variația diurnă lunară în timpul solstițiului. Pe lângă faptul că în acest caz curentul circulă numai în două circuite principale în partea luminată a globului și intensitatea curentului ajunge la valori de aproximativ 10000−11000 amperi. La ora actuală teoria acceptată aproape general, care încearcă să explice producerea acestor curenți în atmosfera înaltă, recurge tot la fenomenul de maree atmosferice care face ca masele din atmosfera înaltă să se miște în direcții orizontale În câmpul magnetic principal al Pământului. În felul acesta, întocmai ca în cazul variației diurne solare Sq, se produc prin inducție forțe electromotoare. În cazul în care se consideră uniformă conductibilitatea electrică a straturilor superioare ale atmosferei, se poate exiplica componenta cu perioada de o jumătate de zi, pusă în evidență de calcularea variației diurne lunare L, din toate zilele unui anumit interval de timp. În cazul în care se consideră, așa cum de altfel este situația, conductivități diferite pentru emisfera luminată și pentru emisfera întunecată, se pot calcula celelalte componente periodice deduse din materialul de observație si care prezintă amplitudini si faze variabile.

Teoria nu poate explica toate aspectele variației lunare L. Nu vom intra însă în amănunte, obiecțiuniie aduse acestei teorii puțind fi de altfel înlăturate dacă se face apel la ipoteze suplimentare.

§6. Perturbații geomagnetice și fenomene geomagnetice

individuale

a. Perturbații geomagnetice și furtuni magnetice. Dacă se examinează înregistrările magnetice obținute la diferite Observatoare răspândite pe toată suprafața globului, se constată că în general, intensitatea perturbațiilor magnetice crește cu cât latitudinea Observatorului este mai mare; perturbații care la latitudini mici se înregistrează ca simple fluctuații de amplitudine redusă sau sub forma unor fenomene magnetice individuale (de care se va vorbi mai departe) la latitudini mari (60o−70°) se înregistrează ca perturbații de intensități mult mai mari.

Mai mult, se observă că perturbațiile cu intensitate redusă se resimt numai pe anumite porțiuni din suprafața globului, pe când perturbațiile cu intensitate mare sunt fenomene universale care se resimt simultan pe întregul glob și se numesc furtuni magnetice. Simultaneitatea se poate stabili cu ușurință pentru furtunile magnetice care se manifestă printr-un început brusc, adică prin variații rapide cu amplitudini mari care încep deodată, deosebindu-se net de mersul liniștit anterior al curbelor de înregistrare.

Pentru furtunile magnetice al căror început este progresiv, adică cele care încep prin fructuații ce devin din ce în ce mai rapide și a căror amplitudine crește treptat, simultaneitatea se stabilește mai greu.

b. Tipuri de variații geomagnetice de perturbație. În §3 al acestui capitol au fost prezentate diferite tipuri de variații geo-magnetice, care pot fi puse în evidență prin prelucrări statistice ale datelor de înregistrare. Cele de care ne vom ocupa aici sunt variațiile în legătură cu perturbațiile și care au fost notate atunci prin SD, Dst și Di.

Variația diurnă perturbată SD. Una dintre caracteristicile cele mai importante ale variației SD este manifestarea ei după timpul local. Din fig. 26, 27 și 28, în care în coloana b) și în coloana c) sunt reprezentate SD = Sd − Sq, respectiv SD =S − Sq, pentru diferite Observatoare, se constată că punctele caracteristice ale curbelor se găsesc aproximativ la aceeași oră locală. Sunt unele caracteristice, însă, care fac ca variațiile SD să se deosebească de variațiile Sq și anume:

— amplitudinea variației SD este aproximativ aceeași în timpul orelor de zi ca și în timpul orelor de noapte;

— amplitudinea variației SD descrește de la ecuator către latitudinea de 50o − 60°, după care apoi crește din nou;

— faza variației se schimbă tot cam la aceeași latitudine.

Variația Dst. S-a arătat mai înainte cum se determină variația Dst, în cele ce urmează vom prezenta câteva din principalele ei caracteristici.

În fig. 35 sunt prezentate rezultatele obținute din înregistrările a 11 observatoare distribuite la diferite latitudini pe suprafața globului. Pentru prelucrare au fost folosite 40 de furtuni cu intensități moderate.

Variația cea mai caracteristică o are componenta orizontală care, așa cum se poate vedea, prezintă o creștere rapidă la început, creștere care rămâne câteva ore deasupra unei valori medii. Aceasta este așa-numita „fază inițială" a unei furtuni magnetice. După aceea urmează o scădere rapidă, atingându-se un minim mai mare în valoare absolută decât maximul înregistrat în faza inițială. Această parte a variației este cunoscută sub numele de „faza principală" a furtunii. După atingerea minimului, componenta orizontală începe să crească încet până ajunge la valoarea normală. Aceasta este așa-numita „perioadă de convalescentă", care are o durată variabilă în funcție de intensitatea furtunii magnetice.

Variația componentei verticale prezintă o amplitudine mult mai mică și de semn contrar celei în componenta orizontală. De asemenea, declinația are variații cu amplitudini mici și nu prezintă un mers caracteristic.

Variațiile în componenta orizontală au aceeași direcție și au loc în același timp atât în emisfera nordică, cât și în emisfera sudică. Creșterea inițială și descreșterea care urmează după aceea sunt simultane în ambele emisfere.

Variațiile în componenta verticală au sensuri diferite în cele două emisfere ele sunt însă simultane.

În ceea ce privește variațiile cu latitudinea, se constată că variația Dst prezintă în componenta orizontală o amplitudine maximă în apropierea ecuatorului geomagnetic. La nord si la sud de acesta, amplitudinea se micșorează până pe la latitudinea de 60°, după care amplitudinea începe din nou să crească atingând un maxim în zona aurorelor polare.

Sistemele de curenți din ionosferă pentru variațiile Sd și Dst. Analiza armonică sferică a arătat că aceste variații se datoresc Unor cauze care își au originea în exteriorul globului terestru. A fost astfel posibil să se construiască, exact ca în cazul celorlalte variații discutate până acum, pe baza datelor obținute la diverse Observatoare magnetice, curenții electrici care pot explica trăsăturile principale ale lor.

Astfel, pentru variația SD, sistemul de curenți din atmosfera înaltă trebuie să aibă aspectul indicat în fig. 36 A si B, unde acesta este văzut dinspre Soare și de deasupra polului. Sistemul de curenți explică suficient de bine caracteristicile observate la variația SD.

În fig. 36 C este reprezentat sistemul de curenți care produce variația Dst. După cum se poate vedea, el este foarte simplu, curgerea curentului fiind de-a lungul paralelelor. Și această imagine explică caracteristicile observate ale variației Dst.

Întru-cât variațiile SD și Dst sunt două tipuri de variații care se înregistrează împreună, s-a construit și sistemul de curenți combinat. Acest sistem este reprezentat în fig. 36 D și E. În fig. 36 D sistemul de curenți este văzut dinspre Soare, iar în fig. 36 E de deasupra polului.

Variația neregulată Di. După înlăturarea din curba de variație înregistrată a părții de variație SD și a părții de variație Dst, rămâne ceea ce s-a numit mai înainte variația neregulată Di.

Deși această variație reprezintă în detaliile ei o infinită varietate de forme, în general, însă, se manifestă printr-o dependență caracteristică de latitudine si de timpul local.

În ceea ce privește distribuția cu latitudinea, variația Dt este mică la latitudini mici și crește cu creșterea acesteia; creșterea este înceată până în zona aurorelor polare, unde variația devine foarte rapidă.

În ceea ce privește distribuția variației Di cu timpul local, pentru Observatoarele așezate la latitudini cuprinse între 65°N − 65°S, aceasta are o variație diurnă simplă care prezintă un maxim în timpul orelor de noapte. La latitudini mai mari, variația cu timpul local devine mai complicată; maximul se deplasează spre orele de noapte, iar caracterul variației depinde în mare măsură de timp.

c. Fenomene magnetice individuale. Perturbația în golf. Uneori pe mersul diurn liniștit ale elementelor magnetice intervine o variație care se manifestă pe un interval de timp de o jumătate de oră până la două ore, interval de timp în care valorile elementelor magnetice cresc (sau descresc) destul de repede și după ce ating un maxim (sau un minim), revin la valoarea lor normală, conținuându-și mersul anterior ca si cum variația nici nu ar fi avut loc. Deoarece aspectul pe care îl prezintă înregistrarea magnetică când s-a manifestat o asemenea variație peste cel al unui țărm de mare, perturbația care a survenit peste mersul normal al elementelor magnetice a primit denumirea de perturbație în golf.

Un exemplu de modul cum se înregistrează o astfel de perturbație este dat în fig. 37.

Perturbații în golf se întâlnesc adesea, în timpul desfășurării furtunilor magnetice, acestea putând fi de fapt considerate ca o suprapunere de perturbații în golf.

După modul cum variază componenta orizontală, golfurile pot fi pozitive (H crește) sau negative (H scade). Golfurile pozitive par a fi mai frecvente decât cele negative.

Amplitudinea unul golf se stabilește măsurând ordonata valorii maxime de la mersul pe care l-ar fi avut curba de înregistrare dacă fenomenul nu s-ar fi produs.

În general, caracteristicile perturbației în golf depind de latitudinea locului în care aceasta este înregistrată. Așa, de exemplu, se constată că la latitudini mijlocii, variațiile sunt gradate în cazul golfurilor pozitive, componenta orizontală prezentând o creștere și apoi o descreștere, pe când componenta verticală variază în sens opus. La latitudini mari, în zona de maxim a aurorelor polare, situația se prezintă tocmai contrar, adică golfurile, pozitive de la latitudinile mici, la latitudinile mari apar negative. Uneori, ceea ce la latitudini mici și mijlocii se înregistrează sub forma unei perturbații în golf, la latitudini mari se înregistrează sub forma unor furtuni magnetice de intensitate moderată. Fenomenul a fost pus în evidență încă demult și a fost confirmat prin lucrări recente.

Caracteristicile enumerate mai sus ale perturbației în golf pot fi reproduse cu ajutorul unui curent electric, care circulă în atmosfera înaltă de-a lungul unei zone înguste aflate în zona de maxim a aurorelor polare. Curentul s-ar închide prin curenți care circulă înspre sud, de-a lungul unui cerc de longitudine în orele de seară, care apoi se curbează mergând de-a lungul paralelelor pe la latitudini mijlocii și închizându-se pe curentul principal din zona de maximum a aurorelor printr-un curent care circulă de la sud către nord de-a lungul meridianelor orelor de dimineață. Așa cum a fost prezentat, curentul s-a presupus că este fix față de Soare, Pământul învârtindu-se în spatele lui.

Pe baza imaginii de mai sus s-a încercat un calcul al intensității curentului electric, care a produs perturbația în golf din ziua de 15 ianuarie 1963. Pentru aceasta s-au utilizat înregistrările obținute la mai multe Observatoare așezate în zona de maximum a aurorelor polare, în fig. 38 sunt reprezentate în funcție de latitudinea locului de înregistrare valorile componentei nord magnetice și ale componentei verticale pentru perturbația în golf amintită.

În fig. 39 este reprezentată variația intensității curentului în funcție de latitudine care explică distribuția de valori din graficul redat mai sus. Altitudinea la care se află curentul a fost socotită a fi 100 km.

Determinarea acestei înălțimi se poate face pe cale simplă în modul următor. Se aleg două Observatoare așezate pe cât posibil pe același meridian, unul la nord de zona de maxim a aurorelor polare și altul la sudul acestei zone. Din valorile ∆H și ∆Z, înregistrate pentru o anumită perturbație, se calculează vectorul total ∆F și se reprezintă ca în fig. 40, considerând Pământul plan.

Locul de întâlnire al perpendicularelor duse la vectorii câmp total marchează înălțimea curentului. În felul acesta s-au estimat înălțimi, după unii autori, de 150−160 km, după alții de 290−370 km ale curenților electrici care produc perturbațiile în golf. Evident, determinarea este cu totul imprecisă deoarece nu se ține seama de efectul magnetic al curentului indus în sol de variațiile curenților din atmosfera înaltă.

Pentru a da o imagine a modului cum poate complica curentul indus în sol distribuția în spațiu a valorilor obținute în timpul unei perturbații în golf, prezentăm după Wiese, în fig. 41 o hartă sinoptică a valorilor înregistrate la diferite Observatoare pentru perturbația în golf din ziua de 19 mai 1962.

Pentru această reprezentare s-au folosit valorile pe care componenta verticală a perturbației le avea la 4h20m T.U. la Observatoarele situate în spațiul european. Observatoarele sunt marcate prin inițialele lor. Se observă mersul destul de complicat al liniilor care unesc punctele de egale valori, mers care ar trebui să fie mult mai simplu dacă nu s-ar resimți influența subsolului în fiecare loc de înregistrare.

Efecte geomagnetice de erupții solare cronosferice. În cele ce urmează vom utiliza termenul mai scurt de efect de erupție cromosierică. Acestea sunt fenomene care se pot observa pe înregistrările Observatoarelor magnetice sub forma prezentată în fig. 42. Ele se disting prin faptul că prezintă o abatere de scurtă durată a elementelor geomagnetice de la mersul lor normal. Ca formă, pot prezenta asemănări cu perturbațiile în golf sau cu începuturile bruște de furtuni magnetice, dar cu o desfășurare în timp mai scurtă decât primele și mai lungă decât cele din urmă. Caracterele lor principale sunt următoarele:

— nu pot apare decât în timpul orelor de zi;

— prezintă o asimetrie în desfășurare în sensul că faza de maximum a fenomenului este atinsă într-un timp scurt, după care urmează o dispariție lentă a lui care are loc într-un interval de timp mai lung;

— fenomenul are o desfășurare în timp de ordinul minutelor sau a câtorva zeci de minute.

Producerea fenomenului geomagnetic a fost pusă clar în legătură cu fenomene care se petrec în Soare și anume în grupurile active de pete solare. Mai exact, în regiunile dintre petele solare, lângă sau chiar peste penumbra acestora, apare o intensificare bruscă a strălucirii unor porțiuni izolate ale suprafeței Soarelui, urmată de o scădere lentă a acestei străluciri. Aceste străluciri sunt însoțite de emisiuni intense de radiați electromagnetice. S-a putut pune în evidență atât o emisiune în banda undelor metrice, cât și emisiuni intense de radiații ultraviolete. Pe lângă aceasta, în porțiunea discului solar, în care se observă fenomenul, are loc în timpul erupției și emisiunea unui flux de particule încărcate electric.

Întrucât efectul de erupție cronosferică se înregistrează simultan cu fenomenul observat pe discul solar s-a acceptat pentru explicarea fenomenului geomagnetic ipoteza unei ionizări suplimentare a straturilor superioare ale atmosferei, datorită intensei radiații ultraviolete care se emite o dată cu producerea fenomenului solar.

În afară de importanța intrinsecă pe care o prezintă fenomenul, el mai interesează și prin aceea că poate da indicații asupra vitezei cu care corpusculii electrizați emiși de regimurile active ale Soarelui se deplasează spre Pământ. Într-adevăr, am arătat mai sus că o dată cu emisiunea de radiații electromagnetice are loc și o emisiune corpusculară. În cazul în care emisiunea de corpusculi este îndreptată spre Pământ, aceștia ajung în apropierea Pământului după un timp corespunzător vitezei cu care ei se deplasează în spațiul dintre Soare și Pământ. Cum momentul emiterii lor de către suprafețele active ale Soarelui este cunoscut, deoarece coincide cu momentul emiterii radiației electromagnetice, cum distanța dintre Soare și Pământ este cunoscută, și cum momentul sosirii corpsculilor în apropierea Pământului se pune în evidență prin înregistrările magnetice ale perturbațiilor mai mult sau mai puțin intense, se poate calcula viteza de deplasare a acestor corpusculi. Trebuie să remarcăm însă, că nu toate perturbațiile sunt precedate de fenomene de erupție cromosferică.

Reproducem, după Liviu Constantinescu, câteva date în legătură cu viteza acestor particule, așa cum rezultă din înregistrările obținute la Observatorul Geofizic Surlari:

După cum se poate vedea, vitezele sunt destul de variate însă cuprinse între limite suficient de strânse pentru a da o indicație asupra vitezei acestor particule.

Pulsații geomagnetice. Un alt tip interesant de pariații geomagnetice îl constituie asa-numitele pulsații ale câmpului geomagnetic. Pe înregistrările Observatoarelor geomagnetice ele apar sub forma unor fluctuații rapide de formă destul de regulată, asemănătoare cu o sinusoidă. Aceste pulsații se pot prezenta fie ca un fenomen unic, fie sub formă de trenuri de pulsații.

Amplitudinea lor în cele mai multe cazuri nu întrece câțiva gamma. Uneori ele pot atinge însă amplitudini de 15−30 γ.

Perioada pulsațiilor geomagnetice în general este mai mare de l−2 minute, limita inferioară fiind de câteva secunde. Fenomenul de pulsații poate fi local, adică înregistrarea lui se face numai pe o suprafață limitată, dar poate fi și un fenomen universal care se înregistrează la toate Observatoarele magnetice de pe suprafața globului.

În cazul pulsațiilor cu caracter local, s-a făcut ipoteza că ar putea fi datorite unui tip de curent electric, care circulă într-o porțiune limitată a atmosferei înalte, deasupra suprafeței unde pulsațiile se înregistrează cu cea mai mare intensitate.

În cazul pulsațiilor cu caracter universal, Stormer a sugerat că s-ar putea datori particulelor care, în anumite condiții, ajungând în apropierea Pământului, încep să se miște pe orbite periodice în jurul acestuia.

Deși fenomenului de pulsații geomagnetice i s-au consacrat până acum numeroase lucrări, cauzele lui sunt încă insuficient cunoscute.

§7. Unele fenomene terestre legate direct de fenomenele geomagnetice

a. Aurorele polare. Formele sub care pot apare aurorele polare, fenomene strâns legate de perturbațiile geomagnetice sunt multiple. Se poate face totuși o clasificare a lor după modul în care ele se manifestă. Așa, de exemplu, aurorele polare se pot împărți în aurore polare cu structură radială și aurore polare cu structură neradială. Aceste grupe prezintă o varietate mare de forme, unele din ele prezentându-se ca fenomene statice care apar sub o anumită formă liniștită, altele sub o formă pulsatoare, continuu schimbătoare în timp, perioada schimbărilor fiind de ordinul secundelor. Cele mai obișnuite forme sub care se pot prezenta sunt arce cu structură radială sau neradială și liniștite sau pulsatoare, perdele constând din câteva benzi cu raze foarte lungi, coroane, suprafețe difuze cu aspectul unui voal etc.

Observații asupra direcției razelor care constituie aurorele polare, au arătat că aceasta este destul de apropiată de direcția liniilor de forță ale câmpului geomag. iar razale lor converg spre un singur punct aproape de zenitul magnetic.

Aurorele polare pot fi observate nu numai în regiunile polare ele pot fi observate, în cazul unor fenomene intense, și la latitudini mijlocii, sau în mod excepțional chiar la latitudini mai scăzute.

În fig. 43 prezentăm o hartă care redă frecvența M cu care se pot observa aurorele polare la diferite latitudini. Frecvența este dată în unități convenționale (în procente, în raport cu zona maximă).

Figura pune în evidență o zonă de maximum în frecventa aurorelor polare situată la latitudinea de 60o−70°. Liniile de egală frecvență sunt aproximativ niște cercuri cu centrul în punctul în care se aîlă polul geomagnetic.

În fig. 44 este reprezentată zona corespunzătoare din jurul polului sud. Din cauza lipsei de observații zona este incomplet determinată, însă date noi nu vor schimba esențial aspectul redat în această figură.

O chestiune importantă în studiul aurorelor polare este înălțimea la care se petrece fenomenul. Aceasta se poate determina prin, observarea simultană a aurorelor polare din două puncte diferite. În fig. 45 curba trasată plin reprezintă variațiile înălțimii după observațiile făcute de Stormer la Bassekop; curba punctată reprezintă același lucru după observațiile lui Vegard si Krogness la Haldde, iar curba întreruptă reprezintă rezultatul observațiilor lui-Stormer la Oslo. In această figură se poate vedea că 94% dintre aurorele polare se petrec la înălțimi cuprinse între 90−130 km.

După Stormer, limita inferioară la care pot apare aurorele polare este de aproximativ 80 km, însă s-au observat și aurore polare a căror înălțime cobora până la 60 km.

În ceea ce privește limita superioară, aceasta este mai greu de pus în evidență, deoarece în toate cazurile ea apare estompată, marginea ei nefiind atât de netă ca marginea inferioară. Sunt totuși citate cazuri de observare a limitei superioare la înălțimea de aproximativ 400 km. Studiul spectrografic al aurorelor polare a pus în evidență o serie de linii spectrale, care au fost în cele din urmă identificate cu liniile spectrale ale oxigenului monoatomic, ale moleculei ionizate de azot (N2+) și ale moleculei neutre de N2. Cu ajutorul acestor studii s-a putut stabili că aurorele polare sunt în esență fenomene de luminescență datorite oxigenului atomic și azotului molecular care constituie ionosfera si care sunt aduși în stare de excitare prin bombardarea cu corpusculi electrizați care sosesc în atmosfera terestră venind de la Soare. Fenomenele prezintă o analogie perfectă cu fenomenele luminoase care apar într-un tub cu gaze rarefiate, în care cu ajutorul a doi electrozi se stabilește o diferență de potențial.

Studii statistice au arătat un paralelism perfect între activitatea magnetică și frecvența aurorelor polare, studii care au atras atenția asupra legăturii strânse dintre cele două fenomene și care au impus punctul de vedere după care o explicație a cauzelor perturbațiilor magnetice trebuie să fie valabilă și pentru explicarea caracteristicilor aurorelor polare.

b. Curenții telurici. În paragrafele precedente s-a vorbit de existența în sol a unor curenți electrici, care apar prin inducție, din cauza variațiilor câmpului magnetic al curenților din atmosfera înaltă. Acestor curenți li s-a dat numele de curenți telurici.

Existența și variațiile lor pot fi puse în evidență cu ajutorul unor instalații speciale care comportă două linii electrice așezate perpendicular după direcțiile N-S și E-V, în general, de l 000 m lungime, terminate prin câte o priză de pământ, constituită dintr-o placă metalică care asigură un contact cât mai bun cu solul. Liniile electrice, perfect izolate, sunt aduse la două galvanometre așezate într-o cameră obscură, iar mișcarea oglinzii galvanometrelor sub influența curentului electric, care circulă prin circuit, este înregistrată fotografic pe un tambur pus în mișcare de un mecanism de ceasornic.

În fig. 46 este reprezentat un asemenea dispozitiv pentru una din linii. Pentru cealaltă linie schema este identică. Rezistența mare, ce se află în serie cu galvanometrul, are scopul de a reduce la minimum efectele variațiilor rezistențelor de contact ale prizelor de pământ, variații care fiind mici nu mai contează față de rezistența mare din circuit.

Între cele două prize de pământ se stabilește o diferență de potențial datorită curenților telurici, diferență de potențial măsurată cu ajutorul galvanometrelor etalonate în acest scop.

Diferențele de potențial înregistrate cu ajutorul dispozitivului descris mai sus nu se datoresc în întregime curenților induși în sol de variațiile câmpului magnetic al curenților electrici din atmosfera înaltă. Câmpul electric din sol poate fi considerat ca o suprapunere a mai multor câmpuri, unele cu caracter local si altele cu caracter regional. Caracterele esențiale ale câmpurilor locale sunt următoarele:

— descresc repede cu distanța de la locul unde ele sunt generate

— prezintă un regim staționar, variațiile chiar dacă există fiind de amplitudini mici.

În ceea ce privește cauzele care pot da naștere unor asemenea câmpuri locale, ele sunt foarte numeroase. Putem enumera printre aceste cauze următoarele:

— Procese electrochimice care au loc în rocile din vecinătatea prizelor de pământ sau la contactul dintre acestea și sol.

— Fenomene termoelectrice provocate de diferența de temperatură.-

— Fenomene electrice provocate de topirea zăpezilor si pătrunderea apei prin spațiile dintre roci.

— Deplasarea unor mase mari bune conducătoare de electricitate în câmpul magnetic terestru (mareele oceanice și curenții oceanici).

— Descărcările electrice atmosferice.

— Procesele de putrefacție ale organismelor.

— Scurgeri artificiale de curenți industriali.

Câmpurile regionale, spre deosebire de cele locale, pot fi observate simultan pe regiuni mari ale suprafeței Părnântului și prezintă un regim variabil, putându-se pune în evidență o serie de variații regulate și un paralelism aproape perfect cu fenomenele magnetismului terestru.

Asupra naturii câmpurilor regionale nu se poate spune până în prezent prea multe. Formal, însă, ne putem adresa teoriei câmpului electromagnetic și putem admite că în fiecare punct există un câmp electric rezultat din suprapunerea mai multor câmpuri și anume:

unde:

este un câmp potențial constant care este în legătură cu procesele electrice ce au loc la mari adâncimi în interiorul Pământului, este un câmp potențial variabil, în legătură cu procesele electrice care se petrec în scoarța superficială a globului, iar este un câmp rotațional variabil în legătură cu procesele electrice ce au loc în atmosfera înaltă și care ia naștere prin inducție.

Variațiile curenților telurici pot fi clasificate în două clase importante:

— variații regulate sau periodice care cuprind variațiile diurne și seizonale

— fluctuații neregulate sau perturbații ale curenților telurici. Perturbațiile înregistrate în curenții telurici prezintă aspecte comune cu perturbațiile magnetice. Ele au loc simultan cu perturbațiile geomagnetice și ca și acestea, prezintă aspecte diferite atât ca prezentare, cât și ca intensitate.

Ca și în cazul fenomenelor geomagnetice, perturbațiile în curenții telurici prezintă o mai mare intensitate la latitudinile mari și ca și activitatea magnetică, activitatea în curenții telurici prezintă un pronunțat paralelism cu fenomenele solare.

Toate acestea pledează în favoarea unei legături strânse între cele două fenomene, care a avut ca urmare canalizarea cercetărilor asupra curenților telurici fie presupunându-i pe aceștia ca fiind cauza variațiilor geomagnetice, fie presupunând variațiile geomagnetice ca fiind cauza acestora. Până la sfârșit, ultima ipoteză a fost unanim acceptată, însă până în prezent nici una din încercările de a trata cantitativ problema nu poate rezolva complexitatea extremă a chestiunii.

§8. Perturbațiile geomagnetice și activitatea solară

În acest paragraf vom încerca să prezentăm pe scurt câteva dintre corelațiile care au fost puse în evidență între unele fenomene solare, pe de o parte, și unele fenomene geomagnetice pe de altă parte.

Am discutat mai înainte efectul geomagnetic de erupție cronosferică, care am văzut că a putut fi pus direct în legătură cu fenomenele de erupție cromosferică observate pe suprafațadiscului solar.

Prin metode statistice au putut fi puse în evidența și alte corelații între fenomenele solare și fenomenele geomagnetice.

Astfel s-a observat că perturbațiile geomagnetice sunt mai frecvente și mai intense în epocile de maximă activitate solară, ele scazând atât ca frecvență, cât și ca intensitate, în epocile de minimum de activitate solară.

Fig. 47 ilustrează aceasta, deoarece se observă perfectul paralelism dintre curba reprezentativă pentru activitatea magnetică medie anuală (curba de sus) și curba reprezentativă pentru numărul mediu anual de pete solare. Graficul este construit pentru o perioadă de peste 60 de ani și se observă regularitatea cu care la aproximativ 11 ani atât curba activității magnetice, cât și curba activității solare, prezintă maxime.

Tot prin studii statistice s-a pus în evidență faptul că în epoca echinocțiilor de toamnă se înregistrează perturbații mai numeroase decât în celelalte epoci ale anului.

În fig. 48 este reprezentată variația sezonală a frecvenței zilelor agitate din punct de vedere magnetic. Se constată clar maximele care apar la echinocții. Aceasta este în legătură cu poziția mai potrivită față de Pământ a regiunilor active din Soare în timpul echinocțiilor.

O altă corelație pusă în evidență intre fenomenele solare și perturbațiile geomagnetice este tendința de repetare a unei furtuni magnetice după 27 de zile și perioada medie de rotație a Soarelui.

Într-adevăr, s-a observat că furtunile mari magnetice au tendința de a se repeta după aproximativ 27 zile. Pe de alta parte se știe că perioada medie de rotație a Soarelui în jurul axei sale este tot de 27 zile. Acest lucru explică tendința de repetare a furtunilor magnetice. O pată solară activă s-a aliat la un moment dat într-o poziție favorabilă pentru ca emisiunea sa corpusculară să ajungă în atmosfera terestra. Dacă pata solară are o viață mai lungă de 27 zile și rămânea activa după o rotire a Soarelui în jurul axei sale, ea se va găsi iarăși într-o poziție favorabilă pentru a influența, prin particulele electrizate emise de ea, atmosfera terestră.

Deși nu este un fenomen solar propnu-zis, vom aminti, tot în cadrul acestui paragraf, încercările care s-au făcut pentru a pune în evidență efectul eclipselor solare asupra variațiilor geomagnetice Cu ajutorul sondajelor ionosfence s-a constatat ca în timpul eclipselor solare ionizarea atmosferei înalte scade aproape la jumătate. Aceasta afectează si curenții electrici care circulă prin atmosfera înaltă și care produc variațiile magnetice Sq.

§9. Teorii ale furtunilor magnetice

În elaborarea unei teorii a perturbaților magnetice trebuie să se țină seama de faptul că aceste perturbații apar întotdeauna asociate cu fenomenul aurorelor polare și deci, ea trebuie sa încerce să explice ambele fenomene. Cele mai importante fapte de observație, pe care trebuie să le aibă în vedere orice ipoteză de explicare a perturbațiilor magnetice, sunt următoarele:

— Mersul caracteristic al variației Dst și al variației SD.

— Intensitatea deosebită cu care se resimte o perturbație magnetică în zona de maximum a aurorelor polare.

— Modul de manifestare a unora dintre fenomenele magnetice individuale, ca pulsațiile și perturbațiile în golf.

— Distribuția geografică. a aurorelor polare.

— Înălțimea aurorelor polare.

— Diversele forme în care acestea apar.

Faptul că perturbațiile geomagnetice și apariția aurorelor polare sunt concentrate în jurul axei polilor geomagnetici a condus la concluzia că ambele fenomene se datoresc unor particule încărcate cu electricitate, care sub acțiunea câmpului magnetic ajung în această regiune a Pământului.

Asupra originii acestor particule s-au emis păreri diferite. Unele ipoteze presupun că ele sunt de natură solară și produc efectele cunoscute după ce, călătorind prin spațiul dintre Soare și Pământ, ajung în apropierea acestuia din urmă. Alte ipoteze încearcă o explicație prin presupunerea că aceste particule electrizate sunt produse în atmosfera înaltă de radiația ultra-violetă intensă, asociată cu erupții luminoase pe suprafața solară.

În cele ce urmează vom prezenta pentru fiecare tip de ipoteze teoriile care s-au emis, deși teoria după care radiația ultravioletă ar produce particulele electrizate care provoacă perturbațiile geomagnetice a fost mult criticată și prezintă unele premize greu de susținut.

a. Teoria unui fascicul solar neutru de particule electrizate. Încă din 1909 Lodge a emis o ipoteză după care perturbațiile geomagnetice ar fi o manifestare directă a câmpului magnetic al unui curent electric, care ar consta dintr-un fascicul de particule în mișcare încărcate cu electricitate de același semn. Teoriile de tipul celei propuse de Lodge, în afară de faptul că nu explică caracteristicile cunoscute ale unei furtuni magnetice, au fost criticate si pentru motivul că, din cauza interacțiunilor electrostatice care se manifestă între particule încărcate cu același fel de electricitate, fasciculul nu s-ar putea menține ca atare în lungul drum pe care îl are de parcurs între Soare și Pământ.

Pentru a se îndepărta această dificultate, Lindemann a propus ipoteza, reluată apoi de Chapman și Ferraro, după care fasciculul ar fi constituit din particule încărcate cu ambele feluri de electricitate și care se prezintă în afară neutru din punct de vedere electric.

Acest fascicul este emis radial din suprafața activă a Soarelui, însă, din cauza rotației acestuia, se imprimă o traiectorie curbă mișcării lui spre Pământ. Lărgimea lui depinde evident, de suprafața petei solare care 1-a generat, dar se poate face o evaluare aproximativă pentru momentul când fasciculul a ajuns în apropierea Pământului, considerând că defectele lui asupra câmpului geomagnetic încep să se resimtă la o distanță unde câmpul are valoarea 0,3 γ și că timpul în care se resimte perturbația este o măsură a timpului în care globul terestru rămâne învăluit în fascicul. Pe baza acestor preinize s-a putut stabili că diametrul fasciculului poate ajunge la 5000 raze terestre.

Să vedem, acum, care este influența câmpului geomagnetic asupra unui fascicul de particule încărcate cu ambele feluri de electricitate, care intră cu o anumită viteză în acest câmp. Primul efect va fi că electronii și ionii care formează fasciculul sunt deviați în mod diferit în câmp și se tinde la o separare a acestor particule. Câmpul electric care ia naștere în urma separării sarcinilor se opune însă unei separări complete si ca atare va rezulta numai o slabă polarizare a fasciculului. Aceasta înseamnă că există o distribuție de sarcini de suprafață care va crea și un câmp electric în exterior. Acest câmp va face ca sarcinile electrice să poată scăpa de pe suprafața exterioară a fasciculului. Un astfel de fascicul neutru, polarizat, cu sarcini, de suprafață care pot scăpa în spațiu, nu poate avea o influență

apreciabilă asupra câmpului geomagnetic și nu poate explica variațiile acestuia în timpul furtunilor.

Fasciculul însă continuă să înainteze spre Pământ și intră în regiuni în care câmpul geomagnetic devine din ce în ce mai intens. Acum apar fenomene care au o legătură directă cu perturbațiile geomagnetice.

Pentru simplificarea schemei, să considerăm mai întâi fasciculul ca fiind fix, nedeformabil și pentru că este de dimensiuni mari față de dimensiunile Pământului, se poate considera suprafața dinspre Pământ ca fiind plană. De acest fascicul, care prezintă o suprafață plană spre Pământ și care are o anumită conductibilitate, se apropie dipolul geomagnetic cu câmpul său (se consideră că Pământul este cel care se mișcă spre fascicul). Această apropiere face ca la suprafața fasciculului să existe un câmp magnetic variabil care generează în acesta curenți electrici de inducție. Câmpul magnetic al curenților astfel generați acționează în sensul de a se opune câmpului magnetic inductor să pătrundă mai mult în interiorul fasciculului. Rezultatul acestei acțiuni se transpune deci până la urmă într-o îndesire a liniilor de forță ale câmpului geomagnetic și o turtire a lor în sensul producerii unei creșteri a componentei orizontale a câmpului geomagnetic, așa cum se poate vedea din fig.49, unde vectorul reprezintă dipolul geomagnetic, iar QQ planul pe care fasciculul îl prezintă înspre Pământ.

Acest mod de a vedea lucrurile explică prima fază a unei furtuni magnetice care se caracterizează, după cum am văzut, printr-o creștere a componentei orizontale.

Pentru a explica apoi cealaltă fază a unei furtuni magnetice nu se mai consideră fasciculul rigid și se iau în considerație forțele mecanice care acționează între curentul indus în fascicul și câmpul magnetic terestru. Aceste forțe acționează în sensul întîrzierii mișcării către Pământ a fasciculului și vor avea ca rezultat distorsionarea suprafeței fasciculului și formarea unei cavități în jurul Pământului, așa cum se poate vedea în fig. 50.

Pe măsură ce fasciculul înaintează, spațiul acesta se mărește și particulele negative și cele pozitive sunt deviate în direcții opuse de câmpul magnetic terestru. Prin separare, particulele pozitive și particulele negative formează straturi încărcate electric pe pereții golului format în jurul Pământului, așa cum se poate vedea în fig. 51.

Datorită câmpului electric care ia naștere, sarcinile au tendința de a părăsi straturile în care se află și de a circula în spațiul dintre aceste straturi. Datorită condițiilor magnetice existente în acest spațiu, sarcinile pozitive sunt acelea care părăsesc fasciculul și până la sfîrșit formează în jurul Pământului un curent circular asemănător cu cel preconizat și de teoria lui Stormer si aflat la o distanță de câteva zeci de raze terestre de centrul Pământului. Sensul acestui curent este astfel încât poate explica scăderea observată în componenta orizontală în timpul furtunilor magnetice. Aceasta ar explica faza principală a acestora.

Revenirea lentă la valoarea normală a componentei magnetice orizontale se explică prin dispariția treptată a acestui curent, care se destramă din pricina acțiunilor electrostatice.

Partea slabă a acestei teorii este că nu explică suficient de bine apariția aurorelor polare, deși Chapman și Ferraro fac ipoteza că acestea s-ar datori sarcinilor electrice care reușesc să părăsească fasciculul atunci când acesta începe să fie polarizat.

b. Teoria radiației ultraviolete. Această teorie încearcă să explice originea perturbațiilor magnetice presupunând că particulele electrizate sunt produse în atmosfera înaltă de o radiație intensă ultravioletă emisă de unele regiuni active din Soare. Deși teoria a fost mult criticată, o prezentăm foarte pe scurt pentru a arăta că s-au încercat și explicații având la bază radiația ultravioletă. Teoria a apărut în anul 1929.

Ideea de la care se pornește este că atomii, care constituie atmosfera și care se găsesc la limita ei superioară, pot suferi din partea particulelor, care alcătuiesc straturile mai dense de dedesubt, ciocniri elastice care le imprimă o viteză suficientă pentru a-i face să atingă înălțimi de 30 000−50 000 km. Ajunși la această înălțime, ei sunt ionizați de radiația intensă ultravioletă emisă de suprafețele active ale Soarelui și sub forma de particule electrizate încep să circule de-a lungul liniilor de forță magnetice spre zona de frecvență maximă a aurorelor polare, dând naștere acestora.

În cazul furtunilor mari magnetice și a aurorelor polare intense, autorii teoriei consideră că o primă fază creșterea bruscă a ionizării în atmosfera înaltă, care are ca rezultat o creștere de asemenea bruscă a curenților din atmosfera înaltă și apoi într-o a doua fază, din cauza încălzirii atmosferei înalte datorită surplusului de energie emis de Soare, are loc o dilatare a acesteia, iar mișcarea regiunilor ionizate în câmpul magnetic terestru dă naștere unui curent electric cu direcția vest, care circulă în jurul Pământului.

C a p i t o l u l 3

Aplicațiile practice ale magnetismului terestru

§ 1. Introducere

Aplicațiile practice ale magnetismului terestru sunt legate de existența în subsolul regiunii cercetate, a unor roci cu proprietăți magnetice diferite de ale rocilor din jur, roci care sunt așezate la o distanță nu prea mare de suprafața solului și care nu au o extindere prea mare laterală. Ceea ce se măsoară cu ajutorul aparatelor este câmpul magnetic terestru în regiunea respectivă, care așa cum am văzut în altă parte, reprezintă o sumă de câmpuri ce se adună vectorial.

Din ansamblul acesta de câmpuri, cel mai cercetat este câmpul magnetic anomal și el poate fi pus în evidență dacă din câmpul magnetic măsurat se scade câmpul magnetic normal în regiunea respectivă, adică câmpul care s-ar fi măsurat dacă nu existau în subsol rocile care produc anomalia.

Trebuie accentuat că metoda se bazează pe faptul că există o diferență între proprietățile magnetice ale diferitelor roci, unele din ele putând avea un magnetism propriu mai mult sau mai puțin intens, iar altele putându-se magnetiza prin inducție în câmpul magnetic terestru.

Cu cât diferența dintre proprietățile magnetice este mai mare cu atât câmpul anomal apare mai pregnant; de aceea metoda magnetică de prospecțiune se aplică îndeosebi pentru detectarea în subsol a minereurilor de fier. Totuși, sunt o serie de probleme care pot fi rezolvate tot cu ajutorul unei prospecțiuni magnetice și anume probleme care privesc zăcămintele de petrol sau de minerale de metale nobile. Aceasta nu pentru că petrolul sau mineralele de metale nobile ar prezenta proprietăți magnetice, ci pentru că, așa cum este cazul petrolului, fundamentul cristalin pe care sunt așezate straturile sedimentare purtătoare de petrol au proprietăți magnetice, iar în cazul mineralelor de metale nobile, când acestea sunt asociate cu minerale magnetice. De asemenea, cu ajutorul metodei magnetice pot fi puse în evidență accidente structurale, ca de exemplu faliile, dacă acestea îndeplinesc anumite condiții sau chiar domuri de sare, care se manifestă prin diamagnetismul lor.

Ceea ce se măsoară, de obicei, într-o prospecțiune magnetică sunt componentele Z și H ale câmpului magnetic. În cele mai multe cazuri măsurarea numai a componentei Z este suficientă pentru a obține informații cu privire la locul unde se află zăcământul și la extinderea lui. Totuși, pentru încercările de determinări cantitative este bine să se măsoare și componenta orizontală.

În definitiv, studiul unor anomalii magnetice se reduce schematic la următoiarele etape:

— Se măsoară cu ajutorul variometrelor magnetice elementele câmpului magnetic terestru și valorile obținute, după ce au fost supuse corecțiilor necesare, se transcriu în punctele respective pe harta regiunii. Se trasează apoi liniile de egală valoare ale elementului măsurat, obținîndu-se astfel imaginea anomaliei, care reflectă particularitățile de formă si magnetizare ale corpului geologic din subsolul regiunii.

— Etapa următoare o constituie interpretarea hărții obținute, care trebuie să țină întotdeauna seama de informațiile geologice cu privire la regiunea prospectată.

Interpretarea poate fi cantitativă când se încearcă precizarea adâncimii corpului și forma lui, sau calitativă când se precizează numai locul pe care corpul îl ocupă în regiunea respectivă și limitele lui.

Pentru interpretări cantitative este însă necesar să se cunoască proprietățile magnetice ale rocilor care produc anomalia si de aceea în paragraful următor vom da câteva date asupra acestei chestiuni și vom prezenta câteva metode pentru determinarea acestora.

§2. Proprietăți magnetice ale rocilor

a. Definiții. Toate rocile care formează scoarța Pământuli au într-o măsură mai mare sau mai mică proprietăți magnetice. Pentru unele din ele însă proprietățile magnetice se manifestă într-o măsură atât de slabă incât ele apar ca neposedând aceste proprietăți.

Pe de altă parte, magnetizarea rocilor poate fi de două feluri: remanentă, când, oricum ar fi orientată roca, magnetiza rea rămâne aceeași, ceea ce înseamnă că aceasta este proprie rocii, sau indusă, când magnetizarea rocii depinde de orientarea acesteia în câmpul magnetic terestru și se schimbă o dată cu schimbarea orientării. Toate rocile prezintă aceste două feluri de magnetizări, uneori manifestându-se mai puternic magnețizarea indusă, iar alteori cea remanentă.

De obicei, intensitatea de magnetizare, fie indusă fie remanentă, se definește cu ajutorul susceptibilității magnetice sau cu mărimea legată direct de aceasta, permeabilitatea magnetică. Intensitatea de magnetizare se definește ca fiind momentul magnetic al unității de volum:

Când magnetizarea este indusă, intensitatea de magnetizare este legată de câmpul inductor prin relația:

unde χ este o constantă de proporționalitate, specifică fiecărei roci și care poartă numele de susceptibilitate magnetică.

Dacă se ia în considerație densitatea de linii de forță magnetice care traversează roca când aceasta este așezată într-un câmp magnetic, deci densitatea de flux care se numește inducție magnetică și se notează cu , atunci se definește o altă mărime numită permeabilitate si care apare ca o constantă de proporționalitate între inducția magnetică și câmpul magnetic:

Permeabilitatea vidului este luată egală cu 1. Corpurile care fac ca liniile de forță magnetice să se concentreze prin ele când sunt așezate într-un câmp magnetic, mărind astfel numărul acestora pe unitatea de suprafață perpendiculară pe direcția

câmpului magnetic, au o permeabilitate mai mare decât l și se numesc paramagnetice. Tot în această grupă se încadrează și corpurile feromagnetice, la care însă fenomenul apare considerabil mărit. Corpurile care fac ca liniile de câmp magnetic să se rărească în locul în care sunt așezate au permeabilitatea mai mică decât unitatea și se numesc diamagnetice. Între permeabilitate și susceptibilitate există relația:

Permeabilitatea și susceptibilitatea unei roci depind de intensitatea câmpului magnetic. Se obișnuiește să se reprezinte inducția magnetică sau intensitatea de magnetizare în funcție de: intensitatea câmpului magnetizant și în felul acesta se obțin curbe asemănătoare ca aliură cu cea reprezentată în fig. 52 și care se numesc curbe de hysterezis.

Porțiunea OA reprezintă curba de primă magnetizare a materialului supus experienței (după ce acesta a fost în prealabil demagnetizat). Ajungând în punctul A, oricât am mări intensitatea câmpului H, intensitatea de magnetizare rămâne aceeași.

Dacă se micșorează câmpul magnetizant, fenomenul nu se petrece tot după curba OA, ci urmărește curba AB, astfel încât atunci când acesta ajunge la zero, și intensitatea de magnetizare păstrează o valoare diferită de zero. Aceasta este magnetizarea remanentă a materialului supus experienței. Pentru a înlătura această magnetizare este necesar ca câmpul magnetic să crească în sens invers. Câmpul care face ca intensitatea de magnetizare să redevină zero se numește câmp coercitiv. Dacă se continuă creșterea câmpului în același sens, se ajunge din nou la un punct notat cu D în figură, pentru care, exact ca în punctul A, oricât s-ar mări intensitatea câmpului magnetizant, intensitatea de magnetizare nu mai crește. Micșorând apoi câmpul magnetizant, aceasta trece prin punctul E corespunzător punctului B, apoi prin punctul F corespunzător punctului C si ajunge din nou în A, închizându-se astfel ciclul.

Trasarea curbei de hysterezis pune în evidență comportarea materialului în câmpuri magnetice și arată că permeabilitatea și susceptibilitatea, mărimi care caracterizea-ză un material din punct de vedere magnetic, sunt funcții de intensitatea câmpului care se exercită, asupra materialului.

b. Factori care determină magnetizarea rocilor. Magnetizarea rocilor care se găsesc în scoarța Pământului depinde de mai mulți factori, cei mai importanți fiind însă doi: natura constituienților mineralogici și istoria geologică a rocii.

Mineralele cu cele mai marcante proprietăți magnetice sunt:

— magnetita, care este cel mai important mineral din acest punct de vedere;

— ilmenita, mai puțin răspândită decât magnetita;

— pirotina.

Deși valorile susceptibilităților magnetice, obținute de diferiți autori, variază între limite largi, datorită faptului că pentru determinarea acestei mărimi s-au folosit câmpuri magnetice de intensități diferite și așa cum am văzut mai înainte, proprietățile magnetice ale rocilor depind și de câmpul în care ele sunt stabilite, totuși vom da, pentru orientare, valorile susceptibilității magnetice, așa cum rezultă din determinări făcute în câmpuri magnetice cu intensitate comparabilă cu a câmpului magnetic terestru.

Rezultatele sunt prezentate în tabela următoare :

— magnetită (Fe3O4) 0,032 u. CGS,

— ilmenita (FeT1O3) 0,030 u. CGS,

— pirotina (Fe7S6) 0,028 u. CGS.

Studii făcute asupra variației magnetizării rocilor în funcție de procentul de magnetită și ilmenita au arătat că în general cu cât procentajul din aceste minerale este mai mare, cu atât susceptibilitatea rocii crește. Date experimentale, publicate de diferiți autori, arată că rocile puternic magnetizate se întâlnesc ele cele mai multe ori între rocile eruptive, destul de rar între rocile metamorfice, iar între rocile sedimentare numai atunci când acestea conțin adausuri de minerale magnetice; dintre rocile eruptive, cele bazice apar ca fiind în general mai magnetice decât rocile acide. Aceste date experimentale se explică prin proporția diferită de minerale puternic magnetice conținute în rocile eruptive.

Alte lucrări în acest domeniu arată că nu numai conținutul în minerale magnetice este important atunci când se studiază proprietățile magnetice ale unei roci, ci și modul cum mineralul respectiv apare în rocă, adică dacă este element de cimentare sau element intrusiv.

Un alt factor care intervine este mărimea cristalului elementului magnetic. Rocile care conțin cristale mici de magnetită au o susceptibilitate mai mică decât cele cu cristale mari.

În ceea ce privește factorii geologici care pot influența proprietățile magnetice ale unei roci, dacă îi cităm numai pe cei principali, aceștia sunt următorii:

Presiunile mari care se exercită, de exemplu, în momentul formării munților afectează fără îndoială magnetizarea rocilor. Unele anomalii magnetice, care nu pot fi explicate prin diferența dintre susceptibilitățile magnetice ale rocilor, pot fi datorite unor astfel de efecte magnetomecanice. În ultima vreme, au fost întreprinse cercetări, îndeosebi de către japonezi, care au pus în evidență schimbări în aspectul hărții magnetice a unei regiuni după ce aceasta a suferit acțiunea unui cutremur. Aceste schimbări se datoresc probabil tot unor efecte magneto mecanice.

Temperatura ridicată, sub acțiunea căreia se află rocile de adâncime sau cele de suprafață care vin în contact dintr-o cauză geologică oarecare cu cele de adâncime, afectează fără îndoială magnetizarea acestora. Se știe că susceptibilitatea materialelor magnetice crește la început în mod continuu cu creșterea temperaturii până la un anumit punct, caracteristic fiecărui material. După ce temperatura acestui punct a fost depășită, susceptibilitatea scade continuu până când materialul pierde complet proprietățile magnetice. Temperatura pentru care are loc acest fenomen este cunoscută sub numele de punct Curie fiind și ea caracteristică pentru diferitele materiale. Tinând seama numai de existența punctului Curie, ar trebui ca sub o anumită adîncime în interiorul globului proprietățile magnetice să dispară, Nu se știe însă precis ce se întîmplă cu proprietățile magnetice ale rocilor în condițiile de temperatură înaltă și mare presiune care se întâlnesc în interiorul globului.

Alți factori care pot afecta magnetizările rocilor sunt transformarea magnetitei, în care fierul este trivalent, in limonită sau hematită, în care fierul este bivalent. În acest caz magnetizarea scade, deoarece fierul bivalent este mai puțin magnetic. Procesul invers de transformare a limonitei și hematitei în magnetită poate avea, de asemenea loc și în acest caz roca capătă proprietăți magnetice mai puternice. Ne oprim aici cu prezentarea factorilor geologici care pot determina magnetizarea rocilor, deși am mai putea aminti printre aceștia pe următorii: concentrarea mineralelor magnetice la zonele de contact metamorfic, schimbarea poziției zăcământului după ce acesta a devenit magnetic din cauza unor forțe structurale, sau magnetizări locale neobișnuite ale rocilor care aflorează, datorite descărcărilor: electrice atmosferice.

Cele prezentate în paragraful de față au avut scopul de a arăta, mai întâi cât de complexă este problema determinării proprietăților magnetice ale rocilor și apoi de ce pentru roci cu aceleași caracteristice mineralogice proprietățile magnetice variază. Așa de mult de la o probă la alta.

Această chestiune are o mare importanță în interpretarea rezultatelor obținute în prospecțiuni, deoarece este factorul principal care împiedică în cele mai multe cazuri o interpretare cantitativă, făcându-1 pe prospector să se mulțumească doar cu una calitativă.

c. Metode pentru determinarea proprietăților magnetice. Pentru determinarea proprietăților magnetice ale rocilor au fost imaginate o serie întreagă de metode și aparate care pot fi împărțite în două mari grupe:

— În prima grupă se includ metodele cu ajutorul cărora se poate determina existența și procentajul magnetizării remanente și inductive la o probă de rocă.

— În a doua grupă se includ metodele cu ajutorul cărora se pot determina proprietățile magnetice ale probelor de rocă.

Ca un exemplu de metodă din prima grupă se va descrie mai jos procedeul utilizat când avem la dispoziție un magnetometru. Proba de rocă se așază cât mai aproape de aparat la distanța d și se determină deviația N1 pe care a produs-o asupra sistemului magnetic al aparatului. Apoi proba este rotită cu 180° si se citește din nou diviziunea N2, la care se oprește sistemul magnetic după ce acesta a fost deviat. Se știe că momentul magnetic este dat de relația M = J·V, unde V este volumul probei de rocă, iar intensitatea de magnetizare. Câmpul magnetic produs de probă este:

,

unde ε este valoarea scării magnetometrului, iar n0 este diviziunea la care s-a oprit sistemul magnetic al magnetometrului, în lipsa probei.

Dată fiind legătura dintre momentul magnetic, susceptibilitatea magnetică a probei și volumul său, relația de mai sus și se mai poate scrie sub forma:

N1 − N0 = C·J unde este o constantă.

Dar intensitatea de magnetiziare este de fapt, o sumă de doi vectori:

− intensitatea de magnetizare datorită inducției și

− intensitatea de magnetizare remanentă. Dacă presupunem că în prima măsurătoare aceste două magnetizări se adunau, iar în cea de-a doua măsurătoare, adică după rotirea probei cu 180°, ele se scădeau, se obțin relațiile:

C·(Ji + Jr) = N1 − N0,

C·(Ji − Jr) = N2 − N0,

de unde:

C·Ji = −N0,

C·Jr = ,

În felul acesta se poate determina ce fel de magnetizare prezintă o probă de rocă și se poate aprecia ordinul de mărime al uneia față de cealaltă.

Din grupul al doilea de metode vom aminti numai câteva, fără a intra în amănunte.

Așa, de exemplu, unele dintre metode folosesc pentru determinări proba pulverizată și un magnetometru cu ajutorul căruia se determină deviația produsă de probă. În felul acesta se obțin indicații asupra valorii susceptibilității materialului. Câmpul care acționează asupra probei este chiar câmpul magnetic terestru.

Metodele inductive se bazează pe faptul că inductanța unei bobine depinde de permeabilitatea materialului care se află în interiorul bobinei. Astfel, în unul din montaje se folosesc doi transformatori ale căror bobine primare sunt legate în serie cu o baterie, un ampermetru si un inversor de curent, care schimbă în mod periodic sensul curentului în circuit. Bobinele secundarului sunt legate în opoziție. În circuitul bobinelor secundarului se află un galvanometru și un redresor mecanic de curent (fig. 53).

Bobinele transformatorilor sunt astfel construite încât când curentul pulsatoriu este trimis în bobinele primare, prin bobinele secundare, deoarece sunt în opoziție, nu trece nici un curent. Echilibrul este deranjat când în una din bobine se introduce materialul căruia i se determină susceptibilitatea. Devierea suferită de galvanometru este proporțională cu susceptibilitatea probei. Metoda este foarte precisă pentru determinări în cazul rocilor cu mică susceptibilitate magnetică.

Metodele descrise mai sus sunt metode de laborator. S-au imaginat si câteva metode cu ajutorul cărora se pot determina proprietățile magnetice ale rocilor in situ. Dintre acestea nu vom prezenta decât metoda și aparatul lui Kalașnikov, care constă în esență din două perechi de bobine așezate așa cum se vede în fig. 54.

Bobinele exterioare A—B și C—D sunt străbătute de curenți electrici în sensuri opuse si creează în bobinele interioare a—b si c—d fluxurile magnetice Φ1 și Φ2 a căror diferență este măsurată de fluxmetrul Φ. Trebuie să se aleagă parametrii și regimul funcționării bobinei în așa fel încât Φ1 să difere foarte puțin de Φ2, deci Φ1 − Φ2 = δ·Φ să fie cât mai aproiat de zero. Dacă sistemul de bobine este lăsat în aer, iar sistemul este așezat pe un mediu cu o susceptibilitate magnetică χ, atunci fluxul ce străbate bobina c—d va fi:

Φ3 = Φ2·(1 + 4πχ) = Φ2 + 4πΦ2χ

În timp ce prin bobina a—b fluxul va rămâne același și egal cu Φ1. Deoarece la închiderea curentului în bobinele exterioare fîuxmetrul va măsura diferența fluxurilor bobinelor a—b și c—d, indicația fluxmetrului DΦ se poate exprima astfel:

DΦ = Φ2 + 4πΦ2χ − Φ1 = δΦ + 4πΦ2χ.

În această relație δΦ este cunoscut și notând:

DΦ − δΦ = ∆Φ,

se obține:

χ = .

Astfel, așezechea de bobine II pe suprafața rocii care aflorează și a cărei susceptibilitate dorim să o determinăm, se poate stabili aceasta în in situ fără a fi nevoie de determinări de laborator. Acest lucru are o mare importană intru-cât, prin prelucrările pe care le suferă proba asupra căreia se fac determinările în laborator, s-ar putea ca proprietățile magnetice ale acesteia să fie modificate și deci valorile care rezultă în condițiile de laborator să nu coincidă cu cele ale rocii în zăcământ.

§2. Compase magnetice navale

Un ac magnetic suspendat, după câteva oscilații se orientează pe o direcție stabilă, corespunzătoare liniilor de forță ale câmpului magnetic terestru (fig. 55).

Într-un punct oarecare de pe Pământ, acul magnetic va avea orientarea funcție de următoarele elemente ale câmpului magnetic terestru (fig. 56):

− intensitatea câmpului magnetic terestru T;

− înclinația magnetică θ;

− declinația magnetică d;

fig. 55

Intensitatea câmpului magnetic terestru este un vector tangent la liniile de

câmp, orientat pe direcția nord magnetic și situat în planul meridianului magnetic.

Înclinația magnetică θ este unghiul format între vectorul intensității câmpului magnetic T tangent la liniile de câmp și planul orizontului locului, înclinația magnetică ia valori de la + 90° la − 90° și este pozitivă când capătul nordic al acului magnetic coboară sub planul orizontului.

Linia care unește punctele de pe glob cu înclinația magnetică θ = 0°, se numește ecuator magnetic. Ecuatorul magnetic este o curbă situată în apropierea ecuatorului geografic.

Înclinația magnetică poate fi considerată ca latitudine magnetică funcție de valoarea ei în punctele situate la nord sau la sud față de ecuatorul magnetic.

Declinația magnetică d este unghiul format între meridianul adevărat și meridianul magnetic.

fig. 56

Ca și celelalte elemente ale magnetismului terestru, declinația magnetică variază în timp și funcție de locul observatorului. Variațiile declinației magnetice pot fi zilnice, anuale, seculare și accidentale, provocate de anomaliile magnetice și de furtunile magnetice.

Pe hărțile marine pentru diferite zone de navigație se află înscrise atât mărimile, cât și semnele declinației magnetice pentru un anumit an și variațiile anuale care permit actualizarea valorii declinației magnetice pentru o anumită dată.

Proiecția în planul orizontului a vectorului intensității câmpului magnetic terestru se numește componenta orizontală a intensității câmpului magnetic și determină direcția nordului magnetic.

Proiecția în planul meridianului a intensității câmpului magnetic terestru se

numește componenta verticală a intensității câmpului magnetic și se suprapune cu verticala locului.

a. Principiul de funcționare.Mase magnetice. S-a constatat experimental că între polii a doi magneți permanenți se exercită forțe de atracție sau de respingere, ceea ce l-a făcut pe Coulomb să extindă legea sa, pe care o stabilit-o în cazul forțelor electrostatice și în magnetism, concepând existența acestor forțe ca fiind datorată unor centre newtoniene numite mase magnetice.

Conform acestei teorii, foxța de ațracție (sau respingere) între două mase magnetice, care se găsesc centrate în polii magnetului, este dată de relația:

,

în care m și m’ sunt cele două mase magnetice, r distanța care le separă, μ0 permeabilitatea vidului, K un coeficient de raționalizare.

Dar, pe când în electrostatică sarcinile electrice sunt o realitate fizică, masele magnetice sunt simple mărimi de calcul ficțiuni teoretice lipsite de o existență fizică, cei doi poli ai unui magnet neputând fi separați.

b.Componentele câmpului magnetic terestru care acționează asupra rozei compasului magnetic. Câmpul magnetic terestru va acționa asupra rozei compasului magnetic, ca în orice punct de pe glob (fig. 57) prin componentele și obținute prin proiecția vectorului pe axele de coordonate rectangulare cu originea în centrul rozei:

unde:

H = T·cosθ

Z = T·sinθ = H·tgθ

X = H·cosDm

Y = H·sinDm

X − componenta longitudinală;

Y − componenta transversală;

Z − componenta verticală.

fig. 57

Analizând componentele magnetismului terestru, care acționează asupra compasului magnetic, se pot trage următoarele concluzii:

− mărimile componentelor X, Y, Z au aceleași valori pentru toate componentele magnetice instalate la bord, acestea variază odată cu schimbarea poziției geografice a navei (datorită variației mărimilor T și θ ).

− mărimile componentelor orizontale X și Y variază odată cu schimbările de drum ale navei, în timp ce componenta verticală Z rămâne constantă indiferent de drumul navei.