Измерение горизонтальной составляющей

НАПРЯЖЕННОСТИ МАГНИТНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ

Цель: практически освоить магнитометрический метод измерения горизонтальной составляющей магнитного поля Земли.

 

Теоретическая часть

Земля – большой магнит, поэтому она обладает магнитным полем, наличие которого можно определить по действию на стрелку компаса, которая стремится расположиться в плоскости магнитного меридиана Земли. В полярных районах Земли имеются области, получившие названия магнитных полюсов. Северный магнитный полюс находится в районе Антарктиды (68° южной широты и 143° восточной долготы), а южный – у северных берегов Америки (74° северной широты и 100° западной долготы) (рис. 19).

Для большей части поверхности Земли положение плоскости магнитного меридиана не совпадает с плоскостью географического меридиана (рис. 20).

 

Рис. 19. Схема магнитного поля Земли Рис. 20. Магнитное склонение

 

Угол D, который образует стрелка компаса с северным направлением географического меридиана (или с истинным направлением на север), называется магнитным склонением. Склонение считается положительным, если в северном полушарии магнитный меридиан отклоняется на восток, и отрицательным, если к западу.

Магнитное склонение данного места меняется с течением времени, поэтому карты магнитного склонения, предназначенные для морской и воздушной навигации, обновляются через каждые 5–10 лет.

Если магнитную стрелку подвесить на нити за центр тяжести, она установится по направлению касательной к силовой линии магнитного поля Земли, образуя, как правило, с горизонтальной поверхностью угол a, который называется магнитным наклонением. Наклонение считается положительным, если северный конец стрелки компаса направлен к Земле. В северном полушарии к Земле наклонен южный конец стрелки, в южном – северный, а на экваторе наклонение равно нулю.

Рис. 21. Составляющие поля Земли

Вектор напряженности магнитного поля Земли на данной широте можно представить в виде суммы двух компонент: горизонтальной Н _г и вертикальной Н _в (рис. 21). Зная величины Н _г и Н _в, можно найти вектор напряженности:

 

.

 

Единицей напряженности магнитного поля в системе Си является А/м, но очень часто пользуются единицей гауссовой системы единиц – эрстедом (Э), причем

 

1 А/м = 4p×10^-3Э.

 

В астрофизике для измерения магнитного поля Луны и планет введена более мелкая единица – гамма:

 

1g = 10^-5Э.

 

Наблюдаемое магнитное поле Земли невелико, но, чтобы создать такое поле, необходимо поместить в центр Земли гигантский цилиндрический магнит длиной 4×10³км и диаметром 200 км. Поле цилиндрического магнита, которое ближе всего соответствует наблюдаемому, называется эквивалентным полем.

Разность между реальным магнитным полем Земли и эквивалентным называется аномалией. В зависимости от размеров площадей, занимаемых аномалиями, различают аномалии локальные, региональные и мировые. Локальные аномалии имеют размеры в несколько километров, региональные – в несколько сот километров, а мировые – в несколько тысяч километров.

Локальные и региональные аномалии связаны с залеганием в земной коре ферромагнитных материалов. В районе Курской магнитной аномалии напряженность магнитного поля достигает 2 Э, что почти в 4 раза больше величины эквивалентного поля. По значению магнитного поля в районе аномалии можно теоретически определить, где и сколько залегает ферромагнитного вещества (железной руды).

В 1951 г. было установлено, что мировые аномалии перемещаются в западном направлении со скоростью 0,2° в год. Это явление носит название западного дрейфа магнитного поля.

Наблюдения показывают, что меняются все элементы магнитного поля Земли, т.е. a, D, Н _г и Н _в. В их изменениях различают вековую вариацию и вековой ход. Вековая вариация – это изменение среднегодовых значений того или иного элемента, а изменение элемента за один год – вековой ход. Максимальный вековой ход напряженности магнитного поля Земли достигает 100g. Величина векового хода меняется от года к году, поэтому в обсерваториях определяют эту величину ежегодно.

Расчеты показывают, что величина векового хода, называемого западным дрейфом, почти в 2 раза меньше наблюдаемой. Следовательно, вековые вариации обусловлены не только западным дрейфом, но и непостоянством собственного магнитного поля Земли.

С течением времени магнитный момент Земли быстро уменьшается, приблизительно на 0,07 % в год. Если это уменьшение будет продолжаться такими же темпами, то через 1400 лет магнитное поле Земли исчезнет.

Кроме вековых изменений магнитное поле Земли обнаруживает колебания с периодом от нескольких дней до долей секунды. Дни с малыми изменениями магнитного поля называют спокойными, при заметных изменениях – возмущенными.

Возмущения, наблюдающиеся одновременно на всем земном шаре, называются магнитными бурями. Магнитные бури наиболее отчетливо проявляются в вариациях горизонтальной составляющей магнитного поля Земли. Магнитные бури начинаются внезапно и одновременно по всей поверхности Земли. За 1–2 часа напряженность поля увеличивается на несколько десятков g – это начальная фаза бури. Затем в течение нескольких часов напряженность резко уменьшается до минимума – это главная фаза. После этого напряженность начинает медленно увеличиваться, что обычно длится несколько дней. Во время сильных магнитных бурь амплитуда возмущений достигает 1500g в высоких широтах и 1000g – в средних. Такие сильные магнитные бури случаются редко – 1–2 раза в год. Наблюдения показали, что магнитные бури тесно связаны с хромосферными вспышками, происходящими на поверхности Солнца.

Магнитные бури сопровождаются появлением полярных сияний в околополярных широтах, ухудшением радиосвязи на коротких волнах, возникновением помех в проволочной связи и др. Так, в 1953 г. индукционные электрические токи были столь велики, что в Швеции в некоторых местах сгорели предохранители и даже трансформаторы.

Какова же природа магнитного поля Земли? В настоящее время доказано, что основное магнитное поле принадлежит Земле в целом. Магнитное поле Земли может быть обусловлено либо намагниченностью земного вещества, либо системами электрических токов, которые текут во внешнем ядре Земли. Но магнитное вещество земной коры, толщина которой 30–40 км, создает магнитное поле даже в самом лучшем случае значительно меньше наблюдаемого. Вещество, которое лежит глубже 40 км, не может обладать намагниченностью из-за высокой температуры, характерной для этих глубин. Следовательно, магнитное поле Земли, за исключением локальных и региональных аномалий, создается за счет токов, которые текут во внешнем ядре Земли.

Конфигурация электрических токов в ядре Земли, видимо, такова, что магнитное поле на земной поверхности имеет вид дипольного (т.е. поле прямого магнита), а мировые аномалии возникают за счет нерегулярностей этих токов.

Западный дрейф можно объяснить более медленным вращением земного ядра по сравнению с мантией и корой Земли.

Помимо магнитного поля, создаваемого ядром Земли, существует переменная компонента, которую чаще всего можно объяснить с помощью электромагнитной индукции, возникающей в результате изменения гигантских токов, охватывающих верхние слои земной атмосферы. Наблюдения показывают, что величина гигантских токов в земной атмосфере сильно зависит от активности Солнца, т.е. от количества заряженных частиц, доходящих до верхних слоев земной атмосферы от Солнца. В годы максимума солнечной активности, которые повторяются в среднем через 11 лет, переменная компонента магнитного поля Земли увеличивается. В частности, 1990 г. являлся годом максимальной солнечной активности.

Экспериментальная часть

 

Для выполнения работы используется тангенс-гальванометр, который представляет собой кольцевую катушку, установленную вертикально и укрепленную на платформе, плоскость которой проходит вблизи центра катушки. На платформу помещается магнитная стрелка, и по катушке пропускается постоянный ток. Стрелка окажется под действием двух полей: магнитного поля Земли и магнитного поля катушки; в результате она установится по направлению результирующего поля. Чтобы упростить расчеты, установим катушку так, чтобы ее магнитное поле было перпендикулярно плоскости магнитного меридиана. Тогда напряженность поля катушки и горизонтальная составляющая поля Земли будут взаимно перпендикулярны (рис. 22). Тогда , где j – угол, на который магнитная стрелка отклонится от плоскости магнитного меридиана. Напряженность поля катушки в ее центре , где N – число витков в катушке, R – ее средний радиус, I – сила тока в катушке. Из этих выражений получаем

 

. (17)

 

Как видно, меняя ток в катушке, получим разные углы отклонения магнитной стрелки от плоскости магнитного меридиана, что позволяет с хорошей надежностью определить Н _г. Однако следует иметь в виду, что последняя формула справедлива только в случае, когда магнитная стрелка имеет весьма малые, по сравнению с катушкой, размеры и находится в ее центре. В реальном эксперименте это осуществить практически невозможно, поэтому рабочая формула является приближенной.

Оборудование: источник тока (батарея аккумуляторов или выпрямитель), ключ, реостат, амперметр, двухполюсный переключатель, тангенс-гальванометр.

 

Порядок выполнения работы

1. Собрать схему на рис. 23. Платформу тангенс-гальванометра установить так, чтобы плоскость витков катушки совпадала с направлением магнитной стрелки компаса.

 

 

Рис. 22. К вычислению Н _г Рис. 23. Схема для измерения Н _г

2. Замкнуть ключ и с помощью реостата подобрать такую силу тока, чтобы стрелка компаса отклонилась на угол j = 30°. Записать значение сила тока.

3. С помощью переключателя поменять направление тока в катушке на противоположное. Вновь добиться отклонения стрелки на угол 30°, но в противоположную сторону и зарегистрировать силу тока.

4. По вышеприведенной формуле (17) вычислить значение горизонтальной составляющей магнитного поля Земли, используя среднее значение силы тока, вызывающего отклонение на одинаковый угол в противоположные стороны. Такая процедура используется для того, чтобы уменьшить погрешность, обусловленную не вполне точной ориентацией стрелки вдоль магнитного меридиана.

5. Повторить измерения еще для двух значений отклонения стрелки (задается преподавателем), что позволит путем усреднения получить достаточно надежное значение Н _г. Результаты рекомендуется свести в табл. 7.

Таблица 7

Угол отклонения стрелки j, град	Сила тока в обмотке тангенс-гальванометра I, А	Горизонтальная составляющая, Н г
Цена деления, мА/дел.	Вправо	Влево	Среднее значение, в мА	А/м	Среднее значение в А/м	Среднее значение в Эрстед
дел.	мА	дел.	мА
30°

 

Контрольные вопросы и задания

1. Назовите единицы измерения напряженности магнитного поля. Какова связь между ними?

2. Как определяется напряженность магнитного поля в центре кругового тока? Как определить направление вектора напряженности? Изобразите картину силовых линий магнитного поля кругового тока.

3. Какие существуют свидетельства существования у Земли магнитного поля?

4. Какими величинами характеризуют магнитное поле Земли в каждой точке?

5. Опишите устройство тангенс-гальванометра. Как с его помощью можно определить горизонтальную составляющую магнитного поля Земли?

6. Выведите рабочую формулу для Н _г.

7. Оказывается, что измерения выгоднее всего производить при отклонении стрелки на угол j = 45°. Попробуйте объяснить, почему.

 

Лабораторная работа 6(8)