Материал из Юнциклопедии

Земля обладает свойствами, позволяющими считать нашу планету магнитом с двумя полюсами (северным и южным). Вокруг Земли расположено магнитное поле. Основная его часть создается источниками, расположенными внутри Земли. Южный магнитный полюс находится в северном полушарии на полуострове Бутия, на самом севере Канады, а северный - в южном полушарии в Антарктиде, на меридиане о. Тасмания.

Магнитное поле наглядно проявляется в воздействии на магнитную стрелку компаса. От одного магнитного полюса к другому идут силовые линии, огибающие земной шар. Плоскости, в которых лежат магнитные линии, образуют магнитные меридианы.

Направление стрелки компаса на магнитный полюс (магнитный меридиан) земной поверхности не совпадает с направлением географического меридиана. Между ними образуется угол, который называют магнитным склонением. Каждое место на земной поверхности имеет свой угол склонения. При отклонении магнитной стрелки на восток склонение считается восточным (положительным), при отклонении на запад-западным (отрицательным). Зная склонение магнитной стрелки в данном месте, можно легко определить направление истинного (географического) меридиана. А если известна и широта, то определяют географические координаты, или местоположение точки. Так как магнитные полюсы находятся внутри Земли, то магнитная стрелка не располагается горизонтально, а наклонена к горизонту. Угол этого наклона, т. е. угол между направлением силовых линий магнитного поля и горизонтальной плоскостью, называется магнитным наклонением. По мере приближения к магнитным полюсам угол наклонения увеличивается. На магнитном полюсе магнитная стрелка принимает вертикальное положение и магнитное наклонение достигает на полюсах 90°. Вблизи магнитного экватора оно равно нулю.

В некоторых районах Земли величины, характеризующие магнитное поле, резко отличаются от средних значений. Эти места, где стрелка компаса показывает аномальное склонение, получили название магнитных аномалий. Большинство их объясняется залеганием горных пород, содержащих железные руды. На территории СССР известен ряд магнитных аномалий: Курская, Криворожская и др.

Иногда можно наблюдать неправильные колебания магнитной стрелки. Такие быстрые отклонения ее от нормального положения вызываются магнитными бурями, связанными с вторжением с большой скоростью в атмосферу Земли излучаемых Солнцем электрически заряженных частиц. Это усиление магнитного поля и действует на стрелку. Результат магнитных бурь-полярные сияния (см. Атмосферные оптические и электрические явления). Магнитное поле Земли простирается до 60 тыс. км над земной поверхностью; пространство, заполненное магнитным полем, называется магнитосферой Земли. Эта сфера захватывает электрически заряженные частицы, летящие от Солнца, которые образуют радиационные пояса Земли.

Понятие о массе и плотности Земли

Знание массы Земли позволяет определить массу Солнца, других планет Солнечной системы, Галактики и т. п.

Наиболее точными измерениями установлено, что масса Земли равна 5,98-10 27 г. Чтобы определить среднюю плотность Земли, достаточно ее массу разделить на объем. Средняя плотность Земли 5,517 г/см 3 . Так как плотность пород, залегающих на поверхности 12

Земли и на глубинах, достигнутых бурением, не превышает 3- 3,3 г/см 3 , то на больших глубинах плотность вещества должна достигать 12 г/см 3 .

У Земли есть магнитное поле, причины существования кото­рого не установлены. Магнитное поле имеет два магнитных по­люса и магнитную ось. Положение магнитных полюсов не совпа­дает с положением географических. Магнитные полюсы располо­жены в Северном и Южном полушариях несимметрично относи­тельно друг друга. В связи с этим линия, соединяющая их, - магнитная ось Земли образует с осью ее вращения угол до 11°.

Магнетизм Земли характеризуется магнитной напряженностью, склонением и наклонением. Магнитная напряженность изме­ряется в эрстедах.

Магнитным склонением называется угол отклоне­ния магнитной стрелки от географического меридиана в данном месте. Поскольку магнитная стрелка указывает направление магнитного меридиана, то магнитное склонение будет соответ­ствовать углу между магнитным и географическим меридианами. Склонение может быть восточным и западным. Линии, соединя­ющие на карте одинаковые склонения, называются изого­нами. Изогона склонения, равного нулю, называется нулевым магнитным меридианом. Изогоны исходят из магнитного полюса, расположенного в Южном полушарии, и сходятся в магнитном полюсе, находящемся в Северном полушарии.

Магнитным наклонением называется угол на­клона магнитной стрелки к горизонту. Линии, соединяющие точки с равным наклонением, называются изоклинами. Нулевая изо­клина называется магнитным экватором. Изоклины, подобно параллелям, вытягиваются в широтном направлении и изме­няются от 0 до 90°.

Плавный ход изогон и изоклин в некоторых местах земной поверхности довольно резко нарушается, что связано с существо­ванием магнитных аномалий. Источниками таких аномалий могут служить крупные скопления железных руд. Самая крупная маг­нитная аномалия - Курская. Магнитные аномалии могут быть вызваны также разрывами в земной коре - сбросами, взбросами, в результате чего происходит соприкосновение пород с различными магнитными характеристиками, и т. п. Магнитные аномалии широко используются для поиска месторождений полезных иско­паемых и изучения строения недр.

Величины магнитных напряженностей, склонений и наклоне­ний испытывают суточные и вековые колебания (вариации).

Суточные вариации вызываются солнечными и лунными воз­мущениями ионосферы и проявляются больше летом, чем зимой, и больше днем, чем ночью. Гораздо значительнее интенсивность

вековых вариаций. Считается, что они обусловлены изменениями, происходящими в верхних слоях земного ядра. Вековые вариации в разных географических точках различны.

Внезапные, длящиеся несколько суток магнитные колебания (магнитные бури) связаны с солнечной активностью и наиболее интенсивно проявляются в высоких широтах.

§ 4. Теплота Земли

Земля получает тепло из двух источников: от Солнца и из собственных недр. Тепловое состояние поверхности Земли почти полностью зависит от нагрева ее Солнцем. Однако под влиянием многих факторов происходит перераспределение солнечного тепла, попавшего на поверхность Земли. Различные точки земной по­верхности получают неодинаковое количество тепла вследствие наклонного положения оси вращения Земли относительно пло­скости эклиптики.

Для сравнения температурных условий введены понятия о среднесуточных, среднемесячных и среднегодовых температурах на отдельных участках поверхности Земли.

Наибольшие колебания температур испытывает верхняя толща Земли. Вглубь от поверхности суточные, месячные и годовые колебания температур постепенно уменьшаются. Толща земной коры, в пределах которой породы испытывают влияние солнечного тепла, называется гелиотермической зоной. Глубина этой зоны варьирует от нескольких метров до 30 м.

Под гелиотермической зоной располагается пояс постоянной температуры, где сезонные колебания температуры не сказы­ваются. В районе Москвы он находится на глубине 20 м.

Ниже пояса постоянной температуры расположена зона гео­термии. В этой зоне происходит повышение температуры с глуби­ной за счет внутренней теплоты Земли - в среднем на 1 °С на каждые 33 м. Этот интервал глубин называется „геотерми­ческой ступенью. Прирост температуры при углублении внутрь Земли на 100 м называется геотермическим градиентом. Величины геотермических ступени и гра­диента обратно пропорциональны и различны для разных районов Земли. Их произведение - величина постоянная и равна 100. Если, например, ступень равна 25 м, то градиент равен 4 °С.

Различия в величинах геотермической ступени могут быть обусловлены разной радиоактивностью и теплопроводностью гор­ных пород, гидрохимическими процессами в недрах, характером залегания горных пород, температурой подземных вод, удален­ностью от океанов и морей.

Величина геотермической ступени изменяется в широких пределах. В районе Пятигорска она равна 1,5 м, Ленинграда - 19,6 м, Москвы - 38,4 м, в Карелии - более 100 м, в районе Поволжья и Башкирии - 50 м и т. д. 14

Главным источником внутренней теплоты Земли является радиоактивный распад веществ, сосредоточенных в основном в зем­ной коре. Предполагают, что теплота в ней увеличивается в соот­ветствии с геотермической ступенью до глубины 15-20 км. Глубже происходит резкое возрастание величины геотермической ступени. Специалисты считают, что температура в центре Земли не превышает 4000 °С. Если бы величина геотермической ступени сохранилась одинаковой до центра Земли, то температура на глу­бине 900 км равнялась бы 27 000 °С, а в центре Земли достигла бы примерно 193 000 °С.

ЗЕМНОЙ МАГНЕТИЗМ (геомагнетизм), магнитное поле Земли и околоземного космического пространства; раздел геофизики, изучающий магнитное поле Земли и связанные с ним явления (магнетизм горных пород, теллурические токи, полярные сияния, токи в ионосфере и магнитосфере Земли).

История изучения магнитного поля Земли . О существовании магнетизма было известно с глубокой древности. Считается, что первый компас появился в Китае (дата появления спорна). В конце 15 века во время плавания Х. Колумба было установлено, что склонение магнитное различно для разных точек поверхности Земли. Это открытие положило начало развитию науки о земном магнетизме. В 1581 году английский исследователь Р. Норман высказал предположение о том, что стрелку компаса разворачивают определённым образом силы, источник которых находится под поверхностью Земли. Следующим знаменательным шагом стало появление в 1600 книги У. Гильберта «О магните, магнитных телах и о большом магните - Земле», где было дано представление о причинах земного магнетизма. В 1785 начались разработки способа измерения напряжённости магнитного поля, базирующегося на методе вращающего момента, предложенном Ш. Кулоном. В 1839 К. Гаусс теоретически обосновал метод измерения горизонтальной составляющей вектора магнитного поля планеты. В начале 20 века была определена связь между магнитным полем Земли и её строением.

В результате наблюдений было установлено, что намагниченность земного шара более или менее однородна, а магнитная ось Земли близка к её оси вращения. Несмотря на относительно большой объём экспериментальных данных и многочисленные теоретические исследования, вопрос о происхождении земного магнетизма окончательно не решён. К началу 21 века наблюдаемые свойства магнитного поля Земли стали связывать с физическим механизмом гидромагнитного динамо (смотри Магнитная гидродинамика), согласно которому первоначальное магнитное поле, проникшее в ядро Земли из межпланетного пространства, может усиливаться и ослабляться в результате движения вещества в жидком ядре планеты. Для усиления поля достаточно наличия определённой асимметрии такого движения. Процесс усиления продолжается до тех пор, пока рост потерь на нагрев среды, идущий за счёт увеличения силы токов, не уравновесит приток энергии, поступающей за счёт её гидродинамического движения. Сходный эффект наблюдается при генерации электрического тока и магнитного поля в динамо-машине с самовозбуждением.

Напряжённость магнитного поля Земли. Характеристикой любого магнитного поля служит вектор его напряженности Н - величина, не зависящая от среды и численно равная магнитной индукции в вакууме. Собственное магнитное поле Земли (геомагнитное поле) является суммой полей, созданных различными источниками. Принято считать, что на поверхности планеты магнитное поле Н Т складывается из: поля, создаваемого однородной намагниченностью земного шара (дипольное поле, Н 0); поля, связанного с неоднородностью глубоких слоёв земного шара (поле мировых аномалий, Н а); поля, обусловленного намагниченностью верхних частей земной коры (Н к); поля, вызываемого внешними причинами (Н В); поля вариаций (δН), также связанных с источниками, расположенными вне земного шара: Н Т = Н о + Н к + Н а + Н в + δН. Сумма полей Н 0 + Н к образует главное магнитное поле Земли. Его вклад в поле, наблюдаемое на поверхности планеты, составляет более 95%. Аномальное поле Н а (вклад Н а в Н т около 4%) подразделяется на поле регионального характера (региональная аномалия), распространяющееся на большие площади, и поле местного характера (локальная аномалия). Сумму полей Н 0 + Н к + Н а часто называют нормальным полем (Н н). Так как Н в мало по сравнению с Н о и Н к (около 1% от Н т), нормальное поле практически совпадает с главным магнитным полем. Реально наблюдаемое поле (за вычетом поля вариаций δН) есть сумма нормального и аномального магнитных полей: Н т = Н н + Н а. Задача разделения поля на поверхности Земли на эти две части является неопределённой, так как разделение можно провести бесконечным числом способов. Для однозначности решения данной задачи необходимы сведения об источниках каждой из составляющих магнитного поля Земли. К началу 21 века установлено, что источниками аномального магнитного поля являются намагниченные горные породы, залегающие на глубинах, малых по сравнению с радиусом Земли. Источник главного магнитного поля находится на глубине больше половины радиуса Земли. Многочисленные экспериментальные данные позволяют построить математическую модель магнитного поля Земли, основанную на формальном изучении её структуры.

Элементы земного магнетизма. Для разложения вектора Н т на составляющие обычно используют прямоугольную систему координат с началом в точке измерения поля О (рисунок). В этой системе ось Ох ориентирована по направлению географического меридиана на север, ось Оу - по направлению параллели на восток, ось Oz направлена сверху вниз к центру земного шара. Проекцию Н Т на ось Ох называют северной составляющей поля, проекцию на ось Оу - восточной составляющей, проекцию на ось Oz - вертикальной составляющей; они обозначаются соответственно через Х, Y, Z. Проекцию Н т на плоскость ху обозначают как Н и называют горизонтальной составляющей поля. Вертикальная плоскость, проходящая через вектор Н т и ось Оz, называется плоскостью меридиана магнитного, а угол между географическим и магнитным меридианами - магнитным склонением, обозначаемым через D. Если вектор Н отклонён от направления оси Ох к востоку, склонение будет положительным (восточное склонение), а если к западу - отрицательным (западное склонение). Угол между векторами Н и Н т в плоскости магнитного меридиана носит название наклонения магнитного и обозначается через I. Наклонение I положительно, когда вектор Н т направлен вниз от земной поверхности, что имеет место в Северном полушарии Земли, и отрицательно, когда Н т направлен вверх, то есть в Южном полушарии. Склонение, наклонение, горизонтальная, вертикальная, северная, восточная составляющие носят название элементов земного магнетизма, которые можно рассматривать как координаты конца вектора Н т в различных системах координат (прямоугольной, цилиндрической и сферической).

Ни один из элементов земного магнетизма не остаётся постоянным во времени: их величина меняется от часа к часу и от года к году. Такие изменения получили название вариаций элементов земного магнетизма (смотри Магнитные вариации). Изменения, происходящие в течение короткого промежутка времени (около суток), носят периодический характер; их периоды, амплитуды и фазы чрезвычайно разнообразны. Изменения среднегодовых значений элементов носят монотонный характер; их периодичность выявляется лишь при очень большой длительности наблюдений (порядка многих десятков и сотен лет). Медленные вариации магнитной индукции называются вековыми; их величина составляет около 10 -8 Тл/год. Вековые вариации элементов связаны с источниками поля, лежащими внутри земного шара, и вызываются теми же причинами, что и само магнитное поле Земли. Быстротечные вариации периодического характера обусловлены электрическими токами в околоземной среде (смотри Ионосфера, Магнитосфера) и весьма различаются по амплитуде.

Современные исследования магнитного поля Земли. К началу 21 века принято выделять следующие причины, вызывающие земной магнетизм. Источник главного магнитного поля и его вековых вариаций расположен в ядре планеты. Аномальное поле обусловлено совокупностью источников в тонком верхнем слое, называемом магнитоактивной оболочкой Земли. Внешнее поле связано с источниками в околоземном пространстве. Поле внешнего происхождения называется переменным электромагнитным полем Земли, поскольку оно является не только магнитным, но и электрическим. Главное и аномальное поля часто объединяют общим условным термином «постоянное геомагнитное поле».

Основной метод изучения геомагнитного поля - непосредственное наблюдение пространственного распределения магнитного поля и его вариаций на поверхности Земли и в околоземном пространстве. Наблюдения сводятся к измерениям элементов земного магнетизма в различных точках пространства и носят название магнитных съёмок. В зависимости от места проведения съёмок их подразделяют на наземные, морские (гидромагнитные), воздушные (аэромагнитные) и спутниковые. В зависимости от размера территории, которую охватывают съёмки, выделяют глобальные, региональные и локальные съёмки. По измеряемым элементам съёмки делятся на модульные (Т-съёмки, при которых ведётся измерение модуля вектора поля) и компонентные (измеряется только одна или несколько компонент этого вектора).

Земное магнитное поле находится под воздействием потока солнечной плазмы - солнечного ветра. В результате взаимодействия солнечного ветра с магнитным полем Земли образуется внешняя граница околоземного магнитного поля (магнитопауза), ограничивающая земную магнитосферу. Форма магнитосферы постоянно меняется под воздействием солнечного ветра, часть энергии которого проникает внутрь неё и передаётся токовым системам, существующим в околоземном пространстве. Изменения магнитного поля Земли во времени, вызванные действием этих токовых систем, называются геомагнитными вариациями и различаются как по своей длительности, так и по локализации. Существует множество различных типов временных вариаций, каждый из которых имеет свою морфологию. Под действием солнечного ветра магнитное поле Земли искажается и приобретает «шлейф» в направлении от Солнца, который простирается на сотни тысяч километров, выходя за орбиту Луны.

Дипольный магнитный момент Земли составляет около 8·10 22 А·м 2 и постоянно уменьшается. Средняя индукция геомагнитного поля на поверхности планеты около 5·10 -5 Тл. Основное магнитное поле Земли (на расстоянии менее трёх радиусов Земли от её центра) по форме близко к полю эквивалентного магнитного диполя, центр которого смещён относительно центра Земли примерно на 500 км в направлении на точку с координатами 18° северной широты и 147,8° восточной долготы. Ось этого диполя наклонена к оси вращения Земли на 11,5°. На такой же угол полюсы геомагнитные отстоят от соответствующих географических полюсов. При этом южный геомагнитный полюс находится в Северном полушарии.

Широкомасштабные наблюдения за изменениями элементов земного магнетизма ведутся в магнитных обсерваториях, образующих мировую сеть. Вариации геомагнитного поля регистрируются специальными приборами, данные измерений обрабатываются и поступают в мировые центры сбора данных. Для визуального представления картины пространственного распределения элементов земного магнетизма проводится построение карт изолиний, то есть кривых, соединяющих на карте точки с одинаковыми значениями того или иного элемента земного магнетизма (смотри карты). Кривые, соединяющие точки одинаковых магнитных склонений, называются изогонами, кривые одинаковых магнитных наклонений - изоклинами, одинаковых горизонтальных или вертикальных, северных или восточных составляющих вектора Н т - изодинамами соответствующих составляющих. Линии равных изменений поля принято называть изопорами; линии равных значений поля (на картах аномального поля) - изоаномалиями.

Результаты исследований земного магнетизма применяют для изучения Земли и околоземного пространства. Измерения интенсивности и направления намагниченности горных пород позволяют судить об изменении геомагнитного поля во времени, что служит ключевой информацией для определения их возраста и развития теории литосферных плит. Данные о геомагнитных вариациях используются при магнитной разведке полезных ископаемых. В околоземном пространстве на расстоянии тысячи и более километров от поверхности Земли её магнитное поле отклоняет космические лучи, защищая всё живое на планете от жёсткой радиации.

Лит.: Яновский Б. М. Земной магнетизм. Л., 1978; Калинин Ю. Д. Вековые геомагнитные вариации. Новосиб., 1984; Колесова В. И. Аналитические методы магнитной картографии. М., 1985; Паркинсон У. Введение в геомагнетизм. М., 1986.

ЗЕМНОЙ МАГНЕТИЗМ , отдел геофизики, изучающий магнитное поле земли. Пусть напряженность магнитного поля в данной точке изображается вектором F (фиг. 1). Вертикальная плоскость, содержащая этот вектор, называется плоскостью магнитного меридиана. Угол D, заключенный между плоскостями географического и магнитного меридианов, носит название склонения. Различают склонения восточное и западное. Принято отмечать восточные склонения знаком плюс, западные - знаком минус. Угол I, образованный вектором F с плоскостью горизонта, называется наклонением. Проекция Н вектора F на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей, а проекция Z на вертикальную прямую обозначается термином вертикальная составляющая.

Основными приборами для измерения элементов земного магнетизма являются в настоящее время магнитный теодолит и различные системы инклинаторов. Назначение магнитного теодолита - измерение горизонтальной составляющей магнитного поля и склонения. Горизонтально расположенный магнит, могущий вращаться около вертикальной оси, устанавливается под действием магнитного поля земли своей осью в плоскости магнитного меридиана. Если его вывести из этого положения равновесия и предоставить затем самому себе, то он начнет совершать колебания около плоскости магнитного меридиана с периодом Т, определяемым формулой:

где К - момент инерции колеблющейся системы (магнит и оправа) и М - магнитный момент магнита. Определив из специальных наблюдений величину К, можно по наблюденному периоду Т найти значение произведения МН. Затем помещают магнит, период колебания которого определен, на некотором расстоянии от другого, вспомогательного магнита, тоже имеющего возможность вращаться около вертикальной оси, и ориентируют первый магнит так, чтобы центр второго магнита оказался на продолжении магнитной оси первого. В таком случае на вспомогательный магнит будет кроме Н действовать и поле магнита М, которое м. б. найдено по формуле:

где В - расстояние между центрами обоих магнитов, а, b,... - некоторые постоянные. Магнит выйдет из плоскости магнитного меридиана и станет по направлению равнодействующей этих двух сил. Не изменяя относительного расположения частей установки, находят такое положение отклоняющего магнита, при котором названная равнодействующая будет перпендикулярна к нему (фиг. 2). Измеряя для этого случая угол отклонения v, можно из соотношения sin v = f/Hнайти значение отношения Из полученных значений МН и H/M определяют горизонтальную слагающую Н. В теории земного магнетизма имеет распространение единица, обозначаемая символом γ, равная 0,00001 гаусса. Магнитный теодолит можно применять в качестве деклинатора, прибора для измерения склонения. Совмещая визирную плоскость с направлением магнитной оси подвешенного на нити магнита, приводят ее в совпадение с плоскостью магнитного меридиана. Чтобы получить отсчет на круге, соответствующем наведению визирного приспособления на географический север, достаточно сделать наведение на какой-либо объект, истинный азимут которого известен. Разность отсчетов географического и магнитного меридианов и дает величину склонения.

Инклинатор - прибор для измерения I. Современная магнитометрия имеет два типа приборов для измерения наклонения - инклинаторы стрелочный и индукционный . Первый прибор имеет магнитную стрелку, вращающуюся около горизонтальной оси, помещенной в центре вертикального лимба. Плоскость движения стрелки совмещается с плоскостью магнитного меридиана; в таком случае в идеальных условиях магнитная ось стрелки в положении равновесия совпадет с направлением магнитного напряжения в данном пункте, и угол между направлением магнитной оси стрелки и горизонтальной линией даст величину I. В основу конструкции индукционного инклинатора (земного индуктора ) положено явление индукции в проводнике, движущемся в магнитном поле. Существенной особенностью прибора является катушка, вращаемая около одного из своих диаметров. При вращении такой катушки в магнитном поле земли в ней не появляется ЭДС лишь в том случае, когда ее ось вращения совпадает с направлением поля. Это положение оси, отмечаемое отсутствием тока в гальванометре, на который замкнута катушка, отсчитывается на вертикальном круге. Угол между направлением оси вращения катушки и горизонтом будет углом наклонения.

Упомянутые выше приборы являются в настоящее время наиболее распространенными. Следует упомянуть особо о магнитном теодолите Оглоблинского, определяющем значение H/M методом компенсации Н полем магнита, для которого определяется период колебания.

В последнее время начинают применяться т.н. электрические методы измерения Н, при которых отклонения производятся не с помощью отклоняющего магнита, а с помощью магнитного поля катушек. Для достижения той точности, которая требуется от магнитных измерений (0,2-0,02 % полного напряжения), рабочий ток сравнивается с током от нормальных элементов (компенсирование по методу потенциометра).

Измерения, сделанные в различных пунктах земной поверхности, показывают, что магнитное поле меняется от пункта к пункту. В этих изменениях можно заметить некоторые закономерности, характер которых лучше всего уясняется из рассмотрения т. н. магнитных карт (фиг. 3 и 4).

Если нанести на топографической основе линии, соединяющие точки равных значений какого-либо элемента земного магнетизма, то такая карта представит наглядную картину распределения этого элемента на местности. Соответственно различным элементам земного магнетизма имеются карты с различными системами изолиний. Эти изолинии носят специальные названия, смотря по тому, какой элемент они изображают. Так, линии, соединяющие точки равных склонений, носят название изогон (линия нулевых склонений получила название агонической линии), линии равных наклонений - изоклин и линии равных напряжений - изодинам . Различают изодинамы горизонтальной, вертикальной составляющей и т. д. Если построить такие карты для всей поверхности земного шара, то на них можно заметить следующие особенности. В экваториальных областях наблюдаются наибольшие значения горизонтальной силы (до 0,39 гаусса); по направлению к полюсам горизонтальная составляющая убывает. Противоположный характер изменений имеет место для вертикальной составляющей. Линия нулевых значений вертикальной составляющей называется магнитным экватором . Точки с нулевыми значениями горизонтальной силы называются магнитными полюсами земли. Они не совпадают с географическими и имеют координаты: северный магнитный полюс - 70,5° с. ш. и 96,0° з. д. (1922 г.), южный магнитный полюс - 71,2° ю. ш. и 151,0° в. д. (1912 г.). В магнитных полюсах земли пересекаются все изогоны.

Детальное исследование магнитного поля земли обнаруживает, что изолинии идут далеко не так плавно, как это дается общей картиной. На каждой такой кривой имеют место искривления, нарушающие плавный ход ее. В некоторых областях эти искривления достигают настолько крупных значений, что приходится данный участок выделить в магнитном отношении из общей картины. Такие районы носят название аномальных, и в них можно наблюдать значения магнитных элементов, во много раз превышающие нормальное поле. Исследование магнитных аномалий выяснило их тесную связь с геологической структурой верхних частей земной коры, гл. обр. в отношении содержания в них магнитных минералов, и вызвало к жизни особую отрасль магнитометрии, имеющую прикладное значение и ставящую своей задачей применение магнитометрии, измерений к горной разведке. Такие аномальные районы, имеющие уже в настоящее время большое промышленное значение, находятся на Урале, в Курском округе, в Кривом Роге, в Швеции, в Финляндии и в др. местах. Для исследования магнитного поля таких областей разработана специальная аппаратура (магнитометр Тиберга-Талена, локальвариометры и т. д.), позволяющая быстро получить нужные результаты измерений. Изучение магнитного поля земли в каком-либо одном пункте обнаруживает факт изменений этого поля с течением времени. Детальное исследование этих временных вариаций элементов земного магнетизма привело к установлению их связи с жизнью земного шара в целом. В вариациях находят свое отражение вращение земли около оси, движение земли по отношению к солнцу и еще целый ряд явлений космического порядка. Изучение вариаций ведется специальными магнитными обсерваториями, снабженными, кроме точных приборов для измерений элементов магнитного поля земли, еще специальными установками для непрерывной записи временных изменений магнитных элементов. Такие приборы носят название вариометров , или магнитографов , и служат обычно для записи вариаций D, Н и Z. Прибор для записи вариаций склонения (вариометр D , или унифиляр ) имеет магнит с прикрепленным к нему зеркальцем, свободно висящий на тонкой нити. Вариации склонения, заключающиеся в поворотах плоскости магнитного меридиана, заставляют подвешенный таким способом магнит поворачиваться. Брошенный из специального осветителя луч, отразившись от зеркальца магнита, дает перемещающееся световое пятно, которое оставляет след в виде кривой на светочувствительной бумаге, навернутой на вращающийся барабан или опускающейся вертикально. Линия, прочерченная лучом, отраженным от неподвижного зеркальца, и отметки времени позволяют по полученной магнитограмме найти изменение D для любого момента времени. Если закручивать нить, вращая верхнюю точку ее прикрепления, то магнит выйдет из плоскости магнитного меридиана; надлежащим закручиванием можно поставить его в положение, перпендикулярное первоначальному. В новом положении равновесия на магнит, с одной стороны, будет действовать Н, с другой - момент закрученной нити. Всякое изменение горизонтальной слагающей вызовет изменение положения равновесия магнита, и такой прибор будет отмечать вариации горизонтальной составляющей (вариометр Н , или бифиляр , если магнит подвешен на двух параллельных нитях). Запись этих вариаций ведется таким же образом, как и запись изменений склонения. Наконец, третий прибор, служащий для записи вариаций вертикальной составляющей (весы Ллойда , вариометр Z ), имеет магнит, колеблющийся, подобно коромыслу весов, около горизонтальной оси. Надлежащим перемещением центра тяжести с помощью передвижного грузика магнит этого прибора приводят в положение, близкое к горизонтальному, и устанавливают обычно так, чтобы плоскость движений магнита была направлена перпендикулярно плоскости магнитного меридиана. В таком случае положение равновесия магнита определяется действием Z и веса системы. Изменение первой величины вызовет некоторый наклон магнита, пропорциональный изменению вертикальной составляющей. Эти изменения наклона регистрируются, подобно предыдущему, фотографическим путем и дают материал для суждений о вариациях вертикальной составляющей.

Если подвергнуть кривые, записанные магнитографами (магнитограммы ), анализу, можно найти на них целый ряд особенностей, из которых прежде всего бросится в глаза отчетливо выраженный суточный ход. Положение максимумов и минимумов суточного хода, а равно и их значения изо дня в день меняются в небольших пределах, и поэтому для характеристики суточного хода составляются некоторые средние кривые за какой-либо интервал времени. На фиг. 5 даны кривые изменения D, H и Z для обсерватории в Слуцке за сентябрь 1927 г., на которых хорошо заметен суточный ход элементов.

Наиболее наглядным способом изображения вариаций является т. н. векторная диаграмма , представляющая движение конца вектора F с течением времени. Две проекции векторной диаграммы на плоскости yz и ху даны на фиг. 6. Из этой фиг. видно, как отражается на характере суточного хода время года: в зимние месяцы колебания магнитных элементов значительно меньше, чем в летние.

Кроме вариаций, обусловленных суточным ходом, на магнитограммах иногда замечаются резкие изменения, достигающие нередко весьма больших значений. Такие резкие изменения магнитных элементов сопровождаются рядом других явлений, как то: полярных сияний в арктических областях, появлением индуцированных токов в телеграфных и телефонных линиях, и т. д., и называются магнитными бурями . Между вариациями, обусловленными нормальным ходом, и вариациями, вызванными бурями, существует коренное различие. В то время как нормальные изменения протекают для каждого пункта наблюдений по местному времени, вариации, причиной которых являются бури, протекают одновременно для всего земного шара. Это обстоятельство указывает на различную природу вариаций обоих типов.

Стремление объяснить наблюдаемое наземной поверхности распределение элементов земного магнетизма привело Гаусса к построению математической теории геомагнетизма. Изучение элементов земного магнетизма со времени первых геомагнитных измерений обнаружило существование т. н. векового хода элементов, и дальнейшее развитие теории Гаусса заключало среди прочих задач и учет этих вековых вариаций. В результате работ Петерсона, Неймайера и других исследователей имеется теперь формула для потенциала, учитывающая и этот вековой ход.

Среди гипотез, предложенных для объяснений суточного и годового хода геомагнитных элементов, надо отметить гипотезу, предложенную Бальфур-Стюартом и развитую Шустером. По мысли этих исследователей, в высоких электропроводящих слоях атмосферы под термическим действием солнечных лучей возникают перемещения газовых масс. Магнитным полем земли в этих движущихся проводящих массах индуцируются электрические токи, магнитное поле которых и проявляется в виде суточных вариаций. Эта теория хорошо объясняет уменьшение амплитуды вариаций в зимние месяцы и выясняет превалирующую роль местного времени. Что касается магнитных бурь, то ближайшее исследование показало их тесную связь с деятельностью солнца. Выяснение этой связи привело к следующей общепризнанной в настоящее время теории магнитных возмущений. Солнце в моменты наиболее интенсивной своей деятельности выбрасывает потоки электрически заряженных частиц (например, электронов). Такой поток, попадая в верхние слои атмосферы, ионизирует ее и создает возможность протекания интенсивных электрических токов, магнитное поле которых и является теми пертурбациями, которые мы называем магнитными бурями. Такое объяснение природы магнитных бурь хорошо согласуется с результатами теории полярных сияний, развитой Штермером.

Существуют магниты двух разных видов. Одни – так называемые постоянные магниты, изготовляемые из «магнитно-твердых» материалов. Их магнитные свойства не связаны с использованием внешних источников или токов. К другому виду относятся так называемые электромагниты с сердечником из «магнитно-мягкого» железа. Создаваемые ими магнитные поля обусловлены в основном тем, что по проводу обмотки, охватывающей сердечник, проходит электрический ток.

Магнитные полюса и магнитное поле.

Магнитные свойства стержневого магнита наиболее заметны вблизи его концов. Если такой магнит подвесить за среднюю часть так, чтобы он мог свободно поворачиваться в горизонтальной плоскости, то он займет положение, примерно соответствующее направлению с севера на юг. Конец стержня, указывающий на север, называют северным полюсом, а противоположный конец – южным полюсом. Разноименные полюса двух магнитов притягиваются друг к другу, а одноименные взаимно отталкиваются.

Если к одному из полюсов магнита приблизить брусок ненамагниченного железа, то последний временно намагнитится. При этом ближний к полюсу магнита полюс намагниченного бруска будет противоположным по наименованию, а дальний – одноименным. Притяжением между полюсом магнита и индуцированным им в бруске противоположным полюсом и объясняется действие магнита. Некоторые материалы (например, сталь) сами становятся слабыми постоянными магнитами после того, как побывают около постоянного магнита или электромагнита. Стальной стержень можно намагнитить, просто проведя по его торцу концом стержневого постоянного магнита.

Итак, магнит притягивает другие магниты и предметы из магнитных материалов, не находясь в соприкосновении с ними. Такое действие на расстоянии объясняется существованием в пространстве вокруг магнита магнитного поля. Некоторое представление об интенсивности и направлении этого магнитного поля можно получить, насыпав на лист картона или стекла, положенный на магнит, железные опилки. Опилки выстроятся цепочками в направлении поля, а густота линий из опилок будет соответствовать интенсивности этого поля. (Гуще всего они у концов магнита, где интенсивность магнитного поля наибольшая.)

М.Фарадей (1791–1867) ввел для магнитов понятие замкнутых линий индукции. Линии индукции выходят в окружающее пространство из магнита у его северного полюса, входят в магнит у южного полюса и проходят внутри материала магнита от южного полюса обратно к северному, образуя замкнутую петлю. Полное число линий индукции, выходящих из магнита, называется магнитным потоком. Плотность магнитного потока, или магнитная индукция (В ), равна числу линий индукции, проходящих по нормали через элементарную площадку единичной величины.

Магнитной индукцией определяется сила, с которой магнитное поле действует на находящийся в нем проводник с током. Если проводник, по которому проходит ток I , расположен перпендикулярно линиям индукции, то по закону Ампера сила F , действующая на проводник, перпендикулярна и полю, и проводнику и пропорциональна магнитной индукции, силе тока и длине проводника. Таким образом, для магнитной индукции B можно написать выражение

где F – сила в ньютонах, I – ток в амперах, l – длина в метрах. Единицей измерения магнитной индукции является тесла (Тл) .

Гальванометр.

Гальванометр – чувствительный прибор для измерения слабых токов. В гальванометре используется вращающий момент, возникающий при взаимодействии подковообразного постоянного магнита с небольшой токонесущей катушкой (слабым электромагнитом), подвешенной в зазоре между полюсами магнита. Вращающий момент, а следовательно, и отклонение катушки пропорциональны току и полной магнитной индукции в воздушном зазоре, так что шкала прибора при небольших отклонениях катушки почти линейна.

Намагничивающая сила и напряженность магнитного поля.

Далее следует ввести еще одну величину, характеризующую магнитное действие электрического тока. Предположим, что ток проходит по проводу длинной катушки, внутри которой расположен намагничиваемый материал. Намагничивающей силой называется произведение электрического тока в катушке на число ее витков (эта сила измеряется в амперах, так как число витков – величина безразмерная). Напряженность магнитного поля Н равна намагничивающей силе, приходящейся на единицу длины катушки. Таким образом, величина Н измеряется в амперах на метр; ею определяется намагниченность, приобретаемая материалом внутри катушки.

В вакууме магнитная индукция B пропорциональна напряженности магнитного поля Н :

где m 0 – т.н. магнитная постоянная, имеющая универсальное значение 4p Ч 10 –7 Гн/м. Во многих материалах величина B приблизительно пропорциональна Н . Однако в ферромагнитных материалах соотношение между B и Н несколько сложнее (о чем будет сказано ниже).

На рис. 1 изображен простой электромагнит, предназначенный для захвата грузов. Источником энергии служит аккумуляторная батарея постоянного тока. На рисунке показаны также силовые линии поля электромагнита, которые можно выявить обычным методом железных опилок.

Крупные электромагниты с железными сердечниками и очень большим числом ампер-витков, работающие в непрерывном режиме, обладают большой намагничивающей силой. Они создают магнитную индукцию до 6 Тл в промежутке между полюсами; эта индукция ограничивается лишь механическими напряжениями, нагреванием катушек и магнитным насыщением сердечника. Ряд гигантских электромагнитов (без сердечника) с водяным охлаждением, а также установок для создания импульсных магнитных полей был сконструирован П.Л.Капицей (1894–1984) в Кембридже и в Институте физических проблем АН СССР и Ф.Биттером (1902–1967) в Массачусетском технологическом институте. На таких магнитах удавалось достичь индукции до 50 Тл. Сравнительно небольшой электромагнит, создающий поля до 6,2 Тл, потребляющий электрическую мощность 15 кВт и охлаждаемый жидким водородом, был разработан в Лосаламосской национальной лаборатории. Подобные поля получают при криогенных температурах.

Магнитная проницаемость и ее роль в магнетизме.

Магнитная проницаемость m – это величина, характеризующая магнитные свойства материала. Ферромагнитные металлы Fe, Ni, Co и их сплавы обладают очень высокими максимальными проницаемостями – от 5000 (для Fe) до 800 000 (для супермаллоя). В таких материалах при сравнительно малых напряженностях поля H возникают большие индукции B , но связь между этими величинами, вообще говоря, нелинейна из-за явлений насыщения и гистерезиса, о которых говорится ниже. Ферромагнитные материалы сильно притягиваются магнитами. Они теряют свои магнитные свойства при температурах выше точки Кюри (770° С для Fe, 358° С для Ni, 1120° С для Co) и ведут себя как парамагнетики, для которых индукция B вплоть до очень высоких значений напряженности H пропорциональна ей – в точности так же, как это имеет место в вакууме. Многие элементы и соединения являются парамагнитными при всех температурах. Парамагнитные вещества характеризуются тем, что намагничиваются во внешнем магнитном поле; если же это поле выключить, парамагнетики возвращаются в ненамагниченное состояние. Намагниченность в ферромагнетиках сохраняется и после выключения внешнего поля.

На рис. 2 представлена типичная петля гистерезиса для магнитно-твердого (с большими потерями) ферромагнитного материала. Она характеризует неоднозначную зависимость намагниченности магнитоупорядоченного материала от напряженности намагничивающего поля. С увеличением напряженности магнитного поля от исходной (нулевой) точки (1 ) намагничивание идет по штриховой линии 1 –2 , причем величина m существенно изменяется по мере того, как возрастает намагниченность образца. В точке 2 достигается насыщение, т.е. при дальнейшем увеличении напряженности намагниченность больше не увеличивается. Если теперь постепенно уменьшать величину H до нуля, то кривая B (H ) уже не следует по прежнему пути, а проходит через точку 3 , обнаруживая как бы «память» материала о «прошлой истории», откуда и название «гистерезис». Очевидно, что при этом сохраняется некоторая остаточная намагниченность (отрезок 1 –3 ). После изменения направления намагничивающего поля на обратное кривая В (Н ) проходит точку 4 , причем отрезок (1 )–(4 ) соответствует коэрцитивной силе, препятствующей размагничиванию. Дальнейший рост значений (- H ) приводит кривую гистерезиса в третий квадрант – участок 4 –5 . Следующее за этим уменьшение величины (- H ) до нуля и затем возрастание положительных значений H приведет к замыканию петли гистерезиса через точки 6 , 7 и 2 .

Магнитно-твердые материалы характеризуются широкой петлей гистерезиса, охватывающей значительную площадь на диаграмме и потому соответствующей большим значениям остаточной намагниченности (магнитной индукции) и коэрцитивной силы. Узкая петля гистерезиса (рис. 3) характерна для магнитно-мягких материалов – таких, как мягкая сталь и специальные сплавы с большой магнитной проницаемостью. Такие сплавы и были созданы с целью снижения обусловленных гистерезисом энергетических потерь. Большинство подобных специальных сплавов, как и ферриты, обладают высоким электрическим сопротивлением, благодаря чему уменьшаются не только магнитные потери, но и электрические, обусловленные вихревыми токами.

Магнитные материалы с высокой проницаемостью изготовляются путем отжига, осуществляемого выдерживанием при температуре около 1000° С, с последующим отпуском (постепенным охлаждением) до комнатной температуры. При этом очень существенны предварительная механическая и термическая обработка, а также отсутствие в образце примесей. Для сердечников трансформаторов в начале 20 в. были разработаны кремнистые стали, величина m которых возрастала с увеличением содержания кремния. Между 1915 и 1920 появились пермаллои (сплавы Ni с Fe) с характерной для них узкой и почти прямоугольной петлей гистерезиса. Особенно высокими значениями магнитной проницаемости m при малых значениях H отличаются сплавы гиперник (50% Ni, 50% Fe) и му-металл (75% Ni, 18% Fe, 5% Cu, 2% Cr), тогда как в перминваре (45% Ni, 30% Fe, 25% Co) величина m практически постоянна в широких пределах изменения напряженности поля. Среди современных магнитных материалов следует упомянуть супермаллой – сплав с наивысшей магнитной проницаемостью (в его состав входит 79% Ni, 15% Fe и 5% Mo).

Теории магнетизма.

Впервые догадка о том, что магнитные явления в конечном счете сводятся к электрическим, возникла у Ампера в 1825, когда он высказал идею замкнутых внутренних микротоков, циркулирующих в каждом атоме магнита. Однако без какого-либо опытного подтверждения наличия в веществе таких токов (электрон был открыт Дж.Томсоном лишь в 1897, а описание структуры атома было дано Резерфордом и Бором в 1913) эта теория «увяла». В 1852 В.Вебер высказал предположение, что каждый атом магнитного вещества представляет собой крошечный магнит, или магнитный диполь, так что полная намагниченность вещества достигается, когда все отдельные атомные магниты оказываются выстроенными в определенном порядке (рис. 4,б ). Вебер полагал, что сохранять свое упорядочение вопреки возмущающему влиянию тепловых колебаний этим элементарным магнитам помогает молекулярное или атомное «трение». Его теория смогла объяснить намагничивание тел при соприкосновении с магнитом, а также их размагничивание при ударе или нагреве; наконец, объяснялось и «размножение» магнитов при разрезании намагниченной иглы или магнитного стержня на части. И все же эта теория не объясняла ни происхождения самих элементарных магнитов, ни явлений насыщения и гистерезиса. Теория Вебера была усовершенствована в 1890 Дж.Эвингом, заменившим его гипотезу атомного трения идеей межатомных ограничивающих сил, помогающих поддерживать упорядочение элементарных диполей, которые составляют постоянный магнит.

Подход к проблеме, предложенный когда-то Ампером, получил вторую жизнь в 1905, когда П.Ланжевен объяснил поведение парамагнитных материалов, приписав каждому атому внутренний нескомпенсированный электронный ток. Согласно Ланжевену, именно эти токи образуют крошечные магниты, хаотически ориентированные, когда внешнее поле отсутствует, но приобретающие упорядоченную ориентацию после его приложения. При этом приближение к полной упорядоченности соответствует насыщению намагниченности. Кроме того, Ланжевен ввел понятие магнитного момента, равного для отдельного атомного магнита произведению «магнитного заряда» полюса на расстояние между полюсами. Таким образом, слабый магнетизм парамагнитных материалов обусловлен суммарным магнитным моментом, создаваемым нескомпенсированными электронными токами.

В 1907 П.Вейс ввел понятие «домена», ставшее важным вкладом в современную теорию магнетизма. Вейс представлял домены в виде небольших «колоний» атомов, в пределах которых магнитные моменты всех атомов в силу каких-то причин вынуждены сохранять одинаковую ориентацию, так что каждый домен намагничен до насыщения. Отдельный домен может иметь линейные размеры порядка 0,01 мм и соответственно объем порядка 10 –6 мм 3 . Домены разделены так называемыми блоховскими стенками, толщина которых не превышает 1000 атомных размеров. «Стенка» и два противоположно ориентированных домена схематически изображены на рис. 5. Такие стенки представляют собой «переходные слои», в которых происходит изменение направления намагниченности доменов.

В общем случае на кривой первоначального намагничивания можно выделить три участка (рис. 6). На начальном участке стенка под действием внешнего поля движется сквозь толщу вещества, пока не встретит дефект кристаллической решетки, который ее останавливает. Увеличив напряженность поля, можно заставить стенку двигаться дальше, через средний участок между штриховыми линиями. Если после этого напряженность поля вновь уменьшить до нуля, то стенки уже не вернутся в исходное положение, так что образец останется частично намагниченным. Этим объясняется гистерезис магнита. На конечном участке кривой процесс завершается насыщением намагниченности образца за счет упорядочения намагниченности внутри последних неупорядоченных доменов. Такой процесс почти полностью обратим. Магнитную твердость проявляют те материалы, у которых атомная решетка содержит много дефектов, препятствующих движению междоменных стенок. Этого можно достичь механической и термической обработкой, например путем сжатия и последующего спекания порошкообразного материала. В сплавах алнико и их аналогах тот же результат достигается путем сплавления металлов в сложную структуру.

Кроме парамагнитных и ферромагнитных материалов, существуют материалы с так называемыми антиферромагнитными и ферримагнитными свойствами. Различие между этими видами магнетизма поясняется на рис. 7. Исходя из представления о доменах, парамагнетизм можно рассматривать как явление, обусловленное наличием в материале небольших групп магнитных диполей, в которых отдельные диполи очень слабо взаимодействуют друг с другом (или вообще не взаимодействуют) и потому в отсутствие внешнего поля принимают лишь случайные ориентации (рис. 7,а ). В ферромагнитных же материалах в пределах каждого домена существует сильное взаимодействие между отдельными диполями, приводящее к их упорядоченному параллельному выстраиванию (рис. 7,б ). В антиферромагнитных материалах, напротив, взаимодействие между отдельными диполями приводит к их антипараллельному упорядоченному выстраиванию, так что полный магнитный момент каждого домена равен нулю (рис. 7,в ). Наконец, в ферримагнитных материалах (например, ферритах) имеется как параллельное, так и антипараллельное упорядочение (рис. 7,г ), итогом чего оказывается слабый магнетизм.

Имеются два убедительных экспериментальных подтверждения существования доменов. Первое из них – так называемый эффект Баркгаузена, второе – метод порошковых фигур. В 1919 Г.Баркгаузен установил, что при наложении внешнего поля на образец из ферромагнитного материала его намагниченность изменяется небольшими дискретными порциями. С точки зрения доменной теории это не что иное, как скачкообразное продвижение междоменной стенки, встречающей на своем пути отдельные задерживающие ее дефекты. Данный эффект обычно обнаруживается с помощью катушки, в которую помещается ферромагнитный стерженек или проволока. Если поочередно подносить к образцу и удалять от него сильный магнит, образец будет намагничиваться и перемагничиваться. Скачкообразные изменения намагниченности образца изменяют магнитный поток через катушку, и в ней возбуждается индукционный ток. Напряжение, возникающее при этом в катушке, усиливается и подается на вход пары акустических наушников. Щелчки, воспринимаемые через наушники, свидетельствует о скачкообразном изменении намагниченности.

Для выявления доменной структуры магнита методом порошковых фигур на хорошо отполированную поверхность намагниченного материала наносят каплю коллоидной суспензии ферромагнитного порошка (обычно Fe 3 O 4). Частицы порошка оседают в основном в местах максимальной неоднородности магнитного поля – на границах доменов. Такую структуру можно изучать под микроскопом. Был предложен также метод, основанный на прохождении поляризованного света сквозь прозрачный ферромагнитный материал.

Первоначальная теория магнетизма Вейса в своих основных чертах сохранила свое значение до настоящего времени, получив, однако, обновленную интерпретацию на основе представления о нескомпенсированных электронных спинах как факторе, определяющем атомный магнетизм. Гипотеза о существовании собственного момента у электрона была выдвинута в 1926 С.Гаудсмитом и Дж.Уленбеком, и в настоящее время в качестве «элементарных магнитов» рассматриваются именно электроны как носители спина.

Для пояснения этой концепции рассмотрим (рис. 8) свободный атом железа – типичного ферромагнитного материала. Две его оболочки (K и L ), ближайшие к ядру, заполнены электронами, причем на первой из них размещены два, а на второй – восемь электронов. В K -оболочке спин одного из электронов положителен, а другого – отрицателен. В L -оболочке (точнее, в двух ее подоболочках) у четырех из восьми электронов положительные, а у других четырех – отрицательные спины. В обоих случаях спины электронов в пределах одной оболочки полностью компенсируются, так что полный магнитный момент равен нулю. В M -оболочке ситуация иная, поскольку из шести электронов, находящихся в третьей подоболочке, пять электронов имеют спины, направленные в одну сторону, и лишь шестой – в другую. В результате остаются четыре нескомпенсированных спина, чем и обусловлены магнитные свойства атома железа. (Во внешней N -оболочке всего два валентных электрона, которые не дают вклада в магнетизм атома железа.) Сходным образом объясняется магнетизм и других ферромагнетиков, например никеля и кобальта. Поскольку соседние атомы в образце железа сильно взаимодействуют друг с другом, причем их электроны частично коллективизируются, такое объяснение следует рассматривать лишь как наглядную, но весьма упрощенную схему реальной ситуации.

Теорию атомного магнетизма, основанную на учете спина электрона, подкрепляют два интересных гиромагнитных эксперимента, один из которых был проведен А.Эйнштейном и В.де Гаазом, а другой – С.Барнеттом. В первом из этих экспериментов цилиндрик из ферромагнитного материала подвешивался так, как показано на рис. 9. Если по проводу обмотки пропустить ток, то цилиндрик поворачивается вокруг своей оси. При изменении направления тока (а следовательно, и магнитного поля) он поворачивается в обратном направлении. В обоих случаях вращение цилиндрика обусловлено упорядочением электронных спинов. В эксперименте Барнетта, наоборот, так же подвешенный цилиндрик, резко приведенный в состояние вращения, в отсутствие магнитного поля намагничивается. Этот эффект объясняется тем, что при вращении магнетика создается гироскопический момент, стремящийся повернуть спиновые моменты по направлению собственной оси вращения.

За более полным объяснением природы и происхождения короткодействующих сил, упорядочивающих соседние атомные магнитики и противодействующих разупорядочивающему влиянию теплового движения, следует обратиться к квантовой механике. Квантово-механическое объяснение природы этих сил было предложено в 1928 В.Гейзенбергом, который постулировал существование обменных взаимодействий между соседними атомами. Позднее Г.Бете и Дж.Слэтер показали, что обменные силы существенно возрастают с уменьшением расстояния между атомами, но по достижении некоторого минимального межатомного расстояния падают до нуля.

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ВЕЩЕСТВА

Одно из первых обширных и систематических исследований магнитных свойств вещества было предпринято П.Кюри. Он установил, что по своим магнитным свойствам все вещества можно разделить на три класса. К первому относятся вещества с резко выраженными магнитными свойствами, подобными свойствам железа. Такие вещества называются ферромагнитными; их магнитное поле заметно на значительных расстояниях (см . выше ). Во второй класс попадают вещества, называемые парамагнитными; магнитные свойства их в общем аналогичны свойствам ферромагнитных материалов, но гораздо слабее. Например, сила притяжения к полюсам мощного электромагнита может вырвать из ваших рук железный молоток, а чтобы обнаружить притяжение парамагнитного вещества к тому же магниту, нужны, как правило, очень чувствительные аналитические весы. К последнему, третьему классу относятся так называемые диамагнитные вещества. Они отталкиваются электромагнитом, т.е. сила, действующая на диамагнетики, направлена противоположно той, что действует на ферро- и парамагнетики.

Измерение магнитных свойств.

При изучении магнитных свойств наиболее важное значение имеют измерения двух типов. Первый из них –измерения силы, действующей на образец вблизи магнита; так определяется намагниченность образца. Ко второму относятся измерения «резонансных» частот, связанных с намагничением вещества. Атомы представляют собой крошечные «гироскопы» и в магнитном поле прецессируют (как обычный волчок под влиянием вращающего момента, создаваемого силой тяжести) с частотой, которая может быть измерена. Кроме того, на свободные заряженные частицы, движущиеся под прямым углом к линиям магнитной индукции, действует сила, как и на электронный ток в проводнике. Она заставляет частицу двигаться по круговой орбите, радиус которой дается выражением

R = mv /eB ,

где m – масса частицы, v – ее скорость, e – ее заряд, а B – магнитная индукция поля. Частота такого кругового движения равна

где f измеряется в герцах, e – в кулонах, m – в килограммах, B – в теслах. Эта частота характеризует движение заряженных частиц в веществе, находящемся в магнитном поле. Оба типа движений (прецессию и движение по круговым орбитам) можно возбудить переменными полями с резонансными частотами, равными «естественным» частотам, характерным для данного материала. В первом случае резонанс называется магнитным, а во втором – циклотронным (ввиду сходства с циклическим движением субатомной частицы в циклотроне).

Говоря о магнитных свойствах атомов, необходимо особо остановиться на их моменте импульса. Магнитное поле действует на вращающийся атомный диполь, стремясь повернуть его и установить параллельно полю. Вместо этого атом начинает прецессировать вокруг направления поля (рис. 10) с частотой, зависящей от дипольного момента и напряженности приложенного поля.

Прецессия атомов не поддается непосредственному наблюдению, поскольку все атомы образца прецессируют в разной фазе. Если же приложить небольшое переменное поле, направленное перпендикулярно постоянному упорядочивающему полю, то между прецессирующими атомами устанавливается определенное фазовое соотношение и их суммарный магнитный момент начинает прецессировать с частотой, равной частоте прецессии отдельных магнитных моментов. Важное значение имеет угловая скорость прецессии. Как правило, это величина порядка 10 10 Гц/Тл для намагниченности, связанной с электронами, и порядка 10 7 Гц/Тл для намагниченности, связанной с положительными зарядами в ядрах атомов.

Принципиальная схема установки для наблюдения ядерного магнитного резонанса (ЯМР) представлена на рис. 11. В однородное постоянное поле между полюсами вводится изучаемое вещество. Если затем с помощью небольшой катушки, охватывающей пробирку, возбудить радиочастотное поле, то можно добиться резонанса на определенной частоте, равной частоте прецессии всех ядерных «гироскопов» образца. Измерения сходны с настройкой радиоприемника на частоту определенной станции.

Методы магнитного резонанса позволяют исследовать не только магнитные свойства конкретных атомов и ядер, но и свойства их окружения. Дело в том, что магнитные поля в твердых телах и молекулах неоднородны, поскольку искажены атомными зарядами, и детали хода экспериментальной резонансной кривой определяются локальным полем в области расположения прецессирующего ядра. Это и дает возможность изучать особенности структуры конкретного образца резонансными методами.

Расчет магнитных свойств.

Магнитная индукция поля Земли составляет 0,5Ч 10 –4 Тл, тогда как поле между полюсами сильного электромагнита – порядка 2 Тл и более.

Магнитное поле, создаваемое какой-либо конфигурацией токов, можно вычислить, пользуясь формулой Био – Савара – Лапласа для магнитной индукции поля, создаваемого элементом тока. Расчет поля, создаваемого контурами разной формы и цилиндрическими катушками, во многих случаях весьма сложен. Ниже приводятся формулы для ряда простых случаев. Магнитная индукция (в теслах) поля, создаваемого длинным прямым проводом с током I

Поле намагниченного железного стержня сходно с внешним полем длинного соленоида с числом ампер-витков на единицу длины, соответствующим току в атомах на поверхности намагниченного стержня, поскольку токи внутри стержня взаимно компенсируются (рис. 12). По имени Ампера такой поверхностный ток называется амперовским. Напряженность магнитного поля H a , создаваемая амперовским током, равна магнитному моменту единицы объема стержня M .

Если в соленоид вставлен железный стержень, то кроме того, что ток соленоида создает магнитное поле H , упорядочение атомных диполей в намагниченном материале стержня создает намагниченность M . В этом случае полный магнитный поток определяется суммой реального и амперовского токов, так что B = m 0(H + H a ), или B = m 0(H + M ). Отношение M /H называется магнитной восприимчивостью и обозначается греческой буквой c ; c – безразмерная величина, характеризующая способность материала намагничиваться в магнитном поле.

Величина B /H , характеризующая магнитные свойства материала, называется магнитной проницаемостью и обозначается через m a , причем m a = m 0m , где m a – абсолютная, а m – относительная проницаемости,

В ферромагнитных веществах величина c может иметь очень большие значения –до 10 4 ё 10 6 . Величина c у парамагнитных материалов немного больше нуля, а у диамагнитных – немного меньше. Лишь в вакууме и в очень слабых полях величины c и m постоянны и не зависят от внешнего поля. Зависимость индукции B от H обычно нелинейна, а ее графики, т.н. кривые намагничивания, для разных материалов и даже при разных температурах могут существенно различаться (примеры таких кривых приведены на рис. 2 и 3).

Магнитные свойства вещества весьма сложны, и для их глубокого понимания необходим тщательный анализ строения атомов, их взаимодействий в молекулах, их столкновений в газах и их взаимного влияния в твердых телах и жидкостях; магнитные свойства жидкостей пока наименее изучены.