Pomiar składowej poziomej indukcji ziemskiego pola
Transkrypt
Pomiar składowej poziomej indukcji ziemskiego pola
Ćwiczenie E-8 Pomiar składowej poziomej indukcji ziemskiego pola magnetycznego metodą oscylacji igły magnetycznej. Cel ćwiczenia: wyznaczenie wartości składowej poziomej indukcji ziemskiego pola magnetycznego. II. Przyrządy: zasilacz napięcia stałego, opornica dekadowa, amperomierz, solenoid, komutator, stoper. III. Literatura: J. L. Kacperski, I Pracownia fizyczna. I. IV. Wstęp Pojęcie magnetyzmu ziemskiego zostało wprowadzone do nauki w 1600 r., kiedy Gilbert doszedł do wniosku, że pole magnetyczne Ziemi przypomina pole dipola – pole takie wytwarzałby prąd płynący przewodnikiem opasującym Ziemię wzdłuż równika. Było to bardzo trafne uogólnienie wyników najprostszych pomiarów, wykonywanych za pomocą swobodnie zawieszonej igły magnetycznej. Bezpośrednie obserwacje, które przeprowadzono w ostatnich latach przy użyciu sond kosmicznych wykazały, że obszar występowania ziemskiego pola magnetycznego (magnetosfera) jest zniekształcony w porównaniu z symetrycznym polem dipola przez strumień naładowanych cząstek emitowanych ze Słońca – tzw. wiatr słoneczny. Pomimo tego zastąpienie pola geomagnetycznego przez pole dipola, umieszczonego w pobliżu środka Ziemi, jest w wielu rozważaniach dostatecznie dobrym przybliżeniem. Kąt pomiędzy osią takiego dipola i osią obrotu Ziemi ulega powolnym zmianom: obecnie wynosi ok. 0,2 rad. Pomiary wykazały, że ziemskie pole magnetyczne podlega wahaniom okresowym i nieregularnym, z którymi związane są m. in. burze magnetyczne i zorze polarne. Okresy wspomnianych zmian leżą w szerokim przedziale – od wiekowych przez roczne i dzienne aż do częstości radiowych. Spośród hipotez próbujących wyjaśnić zjawisko magnetyzmu ziemskiego najczęściej brana jest pod uwagę teoria samowzbudzającej się prądnicy (W. M. Elsasser, E. C. Bullard, 1950), w myśl której pole ziemskie indukowane jest przez prąd elektryczny generowany w wyniku przepływu cieczy w ciekłym jądrze Ziemi1. Pole magnetyczne niezbędne do zapoczątkowania działania prądnicy było przypuszczalnie pochodzenia galaktycznego (jego natężenie mogło być znacznie mniejsze od natężenia zainicjowanego pola ziemskiego). Do podtrzymania przepływu cieczy w jądrze (prędkość przepływu wynosi ok. 1 mm/s) służy energia grawitacyjna, uwalniana w procesie przemieszczania cięższych składników jądra w kierunku jego centrum i lżejszych w kierunku peryferii. V. Zastosowanie Przytoczmy kilka przykładów zastosowania wyników pomiarów pola magnetycznego Ziemi: − Pomiary zmian pola na powierzchni Ziemi pozwalają określić przewodnictwo elektryczne różnych obszarów płaszcza. Wyniki takie znajdują zastosowanie m. in. w sejsmologii. 1 Zewnętrzna warstwa Ziemi, do głębokości kilkudziesięciu kilometrów, nazywana jest skorupą; poniżej, do około 2500 km, występuje płaszcz; pozostałą część objętości zajmuje, składające się głównie z żelaza i niklu, jadro płynne, z wyjątkiem części centralnej o promieniu ok. 1200 km. Ciśnienie w jądrze wynosi kilka GPa, a temperatura ponad 4000 K. Lepkość płynnego żelaza i niklu jest w takich warunkach bliska lepkości wody, a przewodność elektryczna przewyższa przewodność miedzi. 1 I PRACOWNIA FIZYCZNA Ćwiczenie E-8 − Badanie magnetyzmu szczątkowego cegieł i wypalanych glin z wykopalisk dostarcza niekiedy informacji o wieku znaleziska. „Wywiad magnetyczny” archeologów polega na pomiarze pola ziemskiego z dokładnością 10-9 T, przeprowadzonym przy użyciu magnetometru protonowego. pozwala to nie tylko odnajdywać wypalane gliny i cegły, których magnetyzm szczątkowy związany jest z 1÷10% zawartością tlenków żelaza, lecz także wykrywać m. in. nasypy ziemne (podwyższona podatność magnetyczna) oraz ściany i drogi (obniżona podatność). − Ponieważ historia ziemskiego pola magnetycznego znana jest z pomiarów bezpośrednich dla ostatnich 300 lat (dokładne mapy magnetyczne sporządzano dla celów nawigacyjnych), a pośrednio dla miliardów lat, ze znajomości magnetyzmu szczątkowego skał wnioskuje się m. in. o powolnych ruchach kontynentów. Pozwoliło to potwierdzić zarzuconą swego czasu teorię Wegnera o połączeniu istniejącym w przeszłości pomiędzy kontynentem amerykańskim a Afryką i Europą. Pole ziemskie istnieje co najmniej 2,7 mld lat, a więc ponad połowę wieku Ziemi. W tym czasie wielokrotnie zmieniało swoją biegunowość, jak o tym świadczą badania skał osadowych. Dodajmy jeszcze, że nie wykryto pola magnetycznego u sąsiednich planet (Wenus i Mars), a pole magnetyczne Księżyca posiada indukcję o wartości wynoszącej mniej niż 1% ziemskiej i nie można go opisać przez pole dipola (również ziemskie na dużych głębokościach ma prawdopodobnie znaczne bardziej skomplikowany charakter, maskowany jednak przewodnictwem elektrycznym warstw wyżej leżących). VI. Metoda pomiaru r Swobodnie zawieszony magnes o momencie magnetycznym p m , umieszczony w polu o indukr cji B , dąży do zajęcia położenia odpowiadającego minimum energii potencjalnej, w którym wekr r r tory p m i B są równoległe i mają zgodne zwroty. Momentowi magnetycznemu p m przypisujemy wektor o kierunku wyznaczonym przez bieguny magnesu i o zwrocie od bieguna S do bieguna N. r Po odchyleniu magnesu z położenia równowagi pojawia się moment siły M : r r r M = −p m × B , czyli M = −p m B sin ϕ (1) r r gdzie ϕ oznacza kąt pomiędzy wektorami p m i B . Dla małych kątów ϕ można przyjąć sinϕ ≈ ϕ i moment siły jest proporcjonalny do wychylenia: M = −p m Bϕ , czyli M + p m Bϕ = 0 (2) Magnes wychylony z położenia równowagi i puszczony swobodnie wykonuje wówczas drgania d 2ϕ harmoniczne. Po podstawieniu M = I 2 do równania (2), gdzie I oznacza moment bezwładności dt 2 2 magnesu, a d ϕ/dt przyspieszenie kątowe, otrzymamy: d 2ϕ p m B + ϕ=0 dt 2 I (3) Jest to równanie ruchu harmonicznego o częstości kołowej ω: d 2ϕ + ω2ϕ = 0 dt 2 (4) gdzie: ω2 = 4π2 p m B = T2 I (5) 2 I PRACOWNIA FIZYCZNA Ćwiczenie E-8 Z równania tego można wyznaczyć poszukiwany związek pomiędzy okresem T wahań magnesu i indukcją magnetyczną B: T−2 = pmB 4π2 I (6) Zależność (6) dostarcza nam metody pomiaru pola magnetycznego Ziemi. W ćwiczeniu będzie nas interesowała tylko składowa pozioma Be. Idea doświadczenia polega na skompensowaniu składowej Be przez znane pole magnetyczne solenoidu Bs. Rozpatrzmy przykład, gdy wektory natężenia pola solenoidu i składowej poziomej są antyrównoległe – wówczas pole wypadkowe B = Be – Bs i zależność (6) uzyska postać: T−2 = p m ( Be − Bs ) p m Be p m Bs = − 4π 2 I 4π 2 I 4π 2 I (7) Pole solenoidu, którego długość l jest znacznie większa od promienia r, ma wartość: Bs = µ o ni l (8) gdzie n oznacza liczbę zwojów, i – natężenie przepływającego prądu, l – długość solenoidu, µo = 4π⋅10-7 Hm-1 jest przenikalnością magnetyczną próżni. Wszystkie wielkości należy mierzyć w jednostkach układu SI. Z ostatnich związków otrzymamy; T−2 = p m B e µ o p m ni − 4π 2 I 4π 2 Il (9) albo po wprowadzeniu oznaczeń: a= p m Be ; 4π2 I b=− µo pm n 4π 2 Il (10) i wykorzystaniu skali funkcyjnej y = T-2 , x = i: y = a + bx (11) Jeśli pole magnetyczne solenoidu całkowicie kompensuje składową poziomą pola ziemskiego, wówczas igła obraca się swobodnie, co odpowiada nieskończonemu okresowi drgań: Tk = ∞ czyli yk = 0 Z wykresu funkcji (9) można odczytać odpowiednią wartość natężenia prądu ik i obliczyć na tej podstawie składową poziomą indukcji pola ziemskiego: (Bs )k = Be = µ o nik (12) l VII. Układ pomiarowy Podstawową częścią układu jest długi solenoid z zawieszonym na niesprężystej nici magnesem sztabkowym (igła magnetyczna). Schemat układu przedstawia rys. 1. 3 I PRACOWNIA FIZYCZNA Ćwiczenie E-8 K R U + − komutator L A Rys.1 Układ pomiarowy do wyznaczenia składowej poziomej indukcji B pola ziemskiego. VIII. Pomiary 1. Zmierzyć długość solenoidu l i policzyć jego liczbę zwojów n. 2. Zbudować układ doświadczalny wg schematu z rysunku 1. Oś solenoidu powinna pokrywać się z kierunkiem pola ziemskiego czyli kierunkiem Pd – Pn. 3. Komutator ustawić w położeniu, w którym zwroty natężenia pola magnetycznego solenoidu i składowej poziomej pola ziemskiego są przeciwne. Jeden ze sposobów tego ustalenia jest następujący. Ustalić natężenie prądu i = 0,005 A (patrz następny punkt 4) i zmierzyć czas t20 20-tu wahnięć dla jednego ustawienia komutatora a następnie czas 20-tu wahnięć dla drugiego ustawienia. Właściwym ustawieniem komutatora jest to położenie, dla którego czas t20 wahnięć igły podczas przepływu prądu jest większy (patrz wykres na rys 2). Do odchylenia igły z położenia równowagi służy magnes sztabkowy. 4. Zmierzyć czas t20 20-tu wahnięć igły magnetycznej dla natężeń prądu i = 0,005A, 0,010A, 0,015A, … 0,100A. Wyniki zebrać w tabeli 1 Tabela 1 Lp Natężenie prądu i [A] Czas 20 wahnięć t20 [s] Okres T [s] 1 2 3 … IX. Opracowanie 1. Na podstawie danych z tabeli 1 sporządzić wykres zależności okresu drgań igły od natężenia prądu przepływającego przez solenoid (rys.2). 2. Wyniki otrzymane dla natężeń prądu i > ik nanieść na wykres sporządzony w skali x = i, y = T-2. 3. Metodą najmniejszych kwadratów lub graficznie znaleźć parametry a i b (oraz niepewności ∆a i ∆b) i na tej podstawie natężenie prądu ik. Ze wzoru (11) dla yk = 0 (Tk = ∞) otrzymujemy: a ik = − b Do wyznaczenia parametrów a, b oraz ∆a i ∆b można wykorzystać funkcję REGLINP programu Excel. 4 I PRACOWNIA FIZYCZNA Ćwiczenie E-8 T [s] i > ik 0 ik i [A] Rys.2 Zależność okresu drgań igły magnetycznej od natężenia prądu w uzwojeniu solenoidu. 4. Ze wzoru (12) obliczyć wartość składowej poziomej Be. Wynik zapisać w układzie SI (w teslach T). 5. Obliczyć niepewność ∆Be ze wzoru: ∆a ∆b ∆l ∆n ∆Be = Be + + + l b n a 6. Skomentować uzyskany rezultat. Składowa pozioma indukcji ziemskiego pola magnetycznego Be w pobliżu Warszawy wynosi ok. 19 µT (indukcja B jest równa ok. 49 µT). Wartość składowej Be wyznaczona w tym ćwiczeniu jest obarczona błędem systematycznym pochodzącym stąd, że pomiar przeprowadzany jest w budynku. W ścianach budynku umieszczone są rury wodociągowe, gazowe, centralnego ogrzewania, żelazne zbrojenia żelbetonowych konstrukcji budynku, kątowniki metalowe stołów laboratoryjnych. Obecność tych wszystkich żelaznych elementów powoduje zakłócenia pola ziemskiego. 5 I PRACOWNIA FIZYCZNA