Geomagnetismo e Paleomagnetismo

Cos’è il campo magnetico terrestre?

La Terra genera un proprio campo magnetico – detto campo geomagnetico – i cui valori cambiano con il tempo e con la posizione. Il campo geomagnetico è assimilabile, in prima approssimazione, ad un campo generato da un magnete dipolo (visualizzabile come un ipotetico magnete a barra con un polo nord e sud) situato al centro della Terra. Attualmente, l’asse del dipolo è spostato dall’asse della rotazione terrestre di circa 11 gradi. Ciò significa che i poli geografici e i poli magnetici non si trovano nello stesso punto. Il campo magnetico terrestre interagisce con il campo magnetico solare.

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Il campo magnetico terrestre è un campo vettoriale rappresentato da un vettore, funzione del punto di osservazione e del tempo, generalmente indicato con F.
Introducendo una terna cartesiana levogira con origine nel luogo di osservazione e assi orientati come in figura, si definiscono i seguenti elementi magnetici:

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X componente del vettore nel piano orizzontale, diretta verso il Nord geografico
Y componente del vettore nel piano orizzontale, diretta verso l’Est geografico
Z componente verticale, positiva se è diretta verso l’interno della Terra
H componente orizzontale totale
F intensità totale del campo
D declinazione magnetica
I inclinazione magnetica

Qual è l’origine del campo magnetico terrestre?

Il campo magnetico misurato sulla superficie terrestre è costituito da diversi contributi. Quello maggiore (oltre il 90% ) è detto campo principale e proviene dall’interno della Terra. E’ frutto di processi caotici che avvengono nel fluido esterno del nucleo terrestre, formato da ferro e altri metalli ricchi di elettroni liberi, alla temperatura di circa 4000°C.  Le rocce magnetizzate presenti nella crosta terrestre contribuiscono con il campo crostale o litosferico, che si sovrappone al campo principale sotto forma di anomalie locali a regionali. Questi due contributi costituiscono il cosiddetto campo interno, poiché le sorgenti di questo campo sono poste all’interno della Terra.

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Ci sono poi i contributi esterni alla superficie terrestre indotti da correnti elettriche che scorrono nella ionosfera (circa da 100 a 300 km sopra la Terra) e nella magnetosfera (a distanze dai 3 ai 6 raggi terrestri) e che variano costantemente sotto l’influenza del vento solare. I campi esterni sono molto più deboli rispetto al campo principale ma sono soggetti a variazioni molto più accentuate di quelle dovute al campo principale.

Come si misura il campo magnetico terrestre?

La base delle osservazioni geomagnetiche globali è una rete di osservatori geomagnetici gestiti da università e istituti di ricerca di tutto il mondo. Gli osservatori forniscono le registrazioni continue del campo geomagnetico e delle sue variazioni. Gli osservatori più antichi esistono da 170 anni. In Italia le osservazioni di campo magnetico terrestre sono effettuate in tre osservatori geomagnetici: Castello Tesino (TN), Duronia (CB) e Lampedusa (AG) oltre che in alcune stazioni magnetiche: Preturo (AQ) e Gagliano (EN).

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Gli apparati di misura sono equivalenti in tutti gli osservatori italiani e sono costituiti da un magnetometro vettoriale (Lemi25 o Lemi18), per la misura delle variazioni delle componenti direzionali del campo e un magnetometro scalare, per la misura dell’intensità assoluta. A queste, si associano le misure degli angoli D e I per ottenere i valori assoluti delle componenti.

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Magnetometro vettoriale Lemi25 per la misura delle variazioni delle componenti del campo magnetico terrestre

 

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Teodolite amagnetico per la misura del valore degli angoli D e I per la definizione dei valori assoluti del campo magnetico terrestre

I valori acquisiti dagli osservatori italiani sono visualizzabili in tempo reale a questa pagina: http://geomag.ingv.it/index.php

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Le misurazioni aeromagnetiche effettuate dagli aerei sono utilizzate per mappare regionalmente le anomalie magnetiche crostali. Dal 1999 i satelliti in orbita attorno alla Terra forniscono osservazioni geomagnetiche globali di alta precisione.

Cos’è la declinazione?

In qualsiasi parte del mondo, l’ago di una bussola si orienta in direzione dei poli magnetici del pianeta. Grazie alla bussola quindi si può’ individuare la direzione Nord-Sud e orientare le carte geografiche.

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I poli magnetici indicati dall’ago della bussola non coincidono però con i poli geografici, i punti in cui l’asse di rotazione interseca la superficie terrestre. Occorre quindi correggere la direzione indicata dalla bussola di un angolo ben preciso, diverso da luogo a luogo, chiamato declinazione magnetica e riportato in ogni carta topografica. Attualmente il polo nord geografico e il polo nord magnetico distano tra loro di circa 1000 km. Vedi anche Cos’è il campo magnetico terrestre?

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La bussola punta verso il nord geografico?

No. E’ necessario conoscere la declinazione magnetica (l’angolo tra il nord geografico e il nord magnetico a cui punta l’ago della bussola) per ogni punto della superficie terrestre in modo da poter correggere l’indicazione fornita dalla bussola. Alle alte latitudini la declinazione magnetica può variare sensibilmente anche entro pochi chilometri di distanza, richiedendo una correzione diversa. Esistono dei calcolatori di declinazione on-line che si basano su modelli matematici che forniscono il valore della declinazione e delle altre componenti del campo magnetico in un punto di coordinate definite.       https://www.ngdc.noaa.gov/geomag/declination.shtml

Il campo magnetico terrestre cambia nel tempo?

La forma e l’intensità del campo cambiano nel corso dei secoli, in seguito ai complessi movimenti che avvengono nel nucleo esterno terrestre. Una idea di questi cambiamenti la possiamo avere guardando come si sono spostati i poli magnetici (ove con polo magnetico si intende il punto della superficie terrestre in cui il campo geomagnetico è perfettamente verticale) nel tempo. Attualmente il polo nord magnetico si sta spostando ad una velocità media di circa 40 km l’anno.

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Più in generale il campo magnetico terrestre cambia su una vasta gamma di scale temporali (dai millisecondi alle decine di milioni di anni). Le variazioni con periodo inferiore agli 11 anni sono di origine esterna alla terra. Il campo mostra forti variazioni dell’ordine dei secondi a diversi giorni (tempeste magnetiche) dovuti all’interazione con fattori esterni, come ad esempio campo magnetico trasportato dalle particelle provenienti dal Sole. Le registrazioni a più lungo termine (qualche mese) mostrano anche variazioni stagionali.

Che valori raggiunge il campo magnetico terrestre?

L’unità comunemente usata per descrivere l’intensità del campo geomagnetico è nanoTesla (nT), cioè 10-9 Tesla. Attualmente l’intensità del campo magnetico è compresa tra 25.000 nT all’equatore e 70.000 nT ai poli. Il contributo del campo crostale, in alcune zone, raggiunge valori anche fino a 1000 nT. Le variazioni di campo di origine esterna hanno ampiezze di qualche centinaia di nT, che possono raggiungere qualche migliaio di nT durante forti tempeste magnetiche in aree polari.

In Italia l’INGV, oltre a gestire gli osservatori geomagnetici che monitorano il campo magnetico terrestre nel tempo, effettua periodicamente, ogni 5 anni, campagne di misure magnetiche su tutto il territorio nazionale. I dati raccolti in queste campagne permettono la realizzazione della cartografia magnetica nazionale.

Attualmente la Rete Magnetica Italiana consta di circa 130 stazioni distribuite in modo quanto più possibile uniforme sul territorio nazionale. Presso ognuna di queste stazioni vengono effettuate, in media ogni 5 anni, le misurazioni degli elementi del campo geomagnetico.

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Rete dei punti di misura per la produzione di cartografia magnetica nazionale

 I dati magnetici raccolti nel corso delle campagne di misura presso i capisaldi della rete magnetica nazionale, opportunamente elaborati, permettono la realizzazione di una cartografia in cui viene riportato su di una mappa il campo magnetico espresso dal valore dei suoi elementi, nonché la loro variazione temporale.

L’ultima carta magnetica per l’Italia (relativa all’anno 2015) è stata realizzata nell’ambito della collaborazione fra l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) e Istituto Geografico Militare Italiano (IGM). Compilata in quattro fogli sulla base delle misure magnetiche eseguite su 133 capisaldi della Rete Magnetica Italiana (inclusi 2 Osservatori, 11 capisaldi in Albania e 3 capisaldi in Corsica) descrive i valori degli elementi magnetici D, H, Z nonché dell’intensità F per l’Italia, per l’anno 2015.0, alla scala 1:2000000.

Questa carta è disponibile sia in formato cartaceo che elettronico.

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Carta magnetica d’Italia, 2015.0. Componente D

 

Cosa è la magnetosfera?

La magnetosfera è una grande cavità nel quale si trova confinato il campo magnetico terrestre. Le particelle cariche provenienti dal Sole incidono sul campo magnetico terrestre comportandosi come un vento che deforma la chioma di un albero. Per questo vengono indicate con il termine “vento solare”. Queste particelle non possono penetrare all’interno della magnetosfera, che funge quindi da scudo protettivo, se non in certe configurazioni e in certe aree ben definite, le aree polari.  Le complesse interazioni del campo magnetico terrestre con il vento solare danno origine a una moltitudine di sistemi di correnti elettriche, che fluiscono a distanze tipiche da 2 a 20 raggi terrestri dalla superficie terrestre.

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La magnetosfera è un sistema dinamico estremamente complesso, composto di molte regioni popolate di gas ionizzato (plasma) con proprietà fisiche diverse. Il plasma interno alla magnetosfera risente fortemente delle variazioni del vento solare e del campo magnetico interplanetario, provocando diversi fenomeni fisici, come le tempeste magnetiche, disturbi alle radiocomunicazioni e le splendide aurore polari.

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Cosa è una tempesta geomagnetica?

Le tempeste magnetiche sono dovute all’interazione del vento solare con la magnetosfera. L’interazione del vento solare con il campo geomagnetico porta all’innesco e al potenziamento di varie correnti elettriche nella magnetosfera, rilevabili come ampie variazioni nelle registrazioni magnetiche a terra. Le tempeste magnetiche possono avere impatti non trascurabili sulla tecnologia moderna: possono ad esempio portare disturbi nelle comunicazioni radio, danneggiare satelliti e sistemi di posizionamento satellitare navigazione come GPS e LORAN e possono interferire con i sistemi di distribuzione dell’energia elettrica mettendoli fuori uso. In particolare, il verificarsi di una tempesta magnetica porta lo splendido spettacolo dell’aurora polare. Questo fenomeno di solito si verifica alle alte latitudini a causa del carattere dipolare del campo geomagnetico. Durante le tempeste magnetiche più intense l’aurora può verificarsi anche a latitudini più basse.

Generalmente, ma non sempre, la tempesta magnetica inizia con un improvviso aumento dell’intensità della componente orizzontale H del campo magnetico terrestre, detto SSC (Storm Sudden Commencement). L’SSC, pur essendo un fenomeno planetario, può variare in latitudine e tempo locale. Immediatamente dopo l’SSC (entro un’ora) c’è la fase iniziale della tempesta che ha inizio con un repentino aumento dell’intensità della componente orizzontale H che può, nell’arco di 2-3 minuti, aumentare fino a 30 nT.
In seguito la componente H, pur fluttuando, si mantiene con un valore elevato per alcune ore (da 1 a 10) per poi diminuire bruscamente raggiungendo un valore nettamente inferiore a quello di partenza (la fase principale della tempesta). Ha inizio, a questo punto, la fase di recupero della tempesta in cui l’intensità della componente orizzontale del campo magnetico aumenta nuovamente, dapprima con un tempo di scala di qualche ora, poi di qualche giorno, fino a raggiungere nuovamente il valore pre-tempesta.

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Andamento di una tempesta magnetica al variare della latitudine

Che cosa è il paleomagnetismo?

Il paleomagnetismo è una disciplina che si occupa dello studio della magnetizzazione rimanente preservata dalle rocce, indotta dal campo geomagnetico esistente al momento della loro formazione. Il paleomagnetismo si basa dunque sulla misura ed analisi delle proprietà magnetiche delle rocce e sulla comprensione dei processi di acquisizione della  loro magnetizzazione “fossile” (o rimanente). In uno studio di paleomagnetismo ci si prefigge quindi di riconoscere quante componenti di magnetizzazione rimanente ci sono in una roccia, di definire la loro orientazione e di datare il momento della loro acquisizione. Questo è possibile attraverso sofisticate analisi di laboratorio e mediante specifici test di terreno.

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Stanza schermata del laboratorio di paleomagnetismo in cui vengono effettuate misure di campioni di roccia e sedimento per indagare le caratteristiche del campo magnetico terrestre nel passato

I dati paleomagnetici ottenuti permettono di stimare la direzione, l’intensità e la polarità del campo magnetico generato nel nucleo liquido della terra e i suoi cambiamenti nel corso del tempo geologico. Dall’analisi del record magnetico nelle rocce, infatti, oggi sappiamo che il campo magnetico nel passato si è invertito ripetutamente di polarità (scambiando di posizione i poli geomagnetici N e S) ed è stato soggetto a significative variazioni della sua intensità

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Curva della variazione del campo magnetico terrestre per gli ultimi 800 mila anni (Sint-800) ridisegnata da  Guyodo e Valet (1999). Si noti come il campo ha variato la sua intensità diminuendo ed aumentando ripetutamente. La linea orizzontale tratteggiata indica il valore critico di intensità al di sotto del quale sono state osservate escursioni e intorno a 780 mila anni si ha avuto una inversione del campo magnetico che è passato da un periodo a polarità inversa Matuyama) a un periodo a polarità normale (Brunhes).

L’analisi del campo magnetico preservato nelle rocce è stata ed è una importante fonte di informazioni per capire e ricostruire l’evoluzione della Terra nel passato geologico. Il paleomagnetismo ha assunto un ruolo importante nel decifrare la storia del nostro pianeta e nel fornire le evidenze sperimentali della tettonica a placche a scala globale. I dati paleomagnetici sono stati inoltre molto importanti per comprendere problemi di geodinamica e tettonica sia a scala regionale che locale.

Nell’ambito delle Scienze della Terra infatti il paleomagnetismo viene utilizzato per condurre diversi tipi di studi volti alla ricostruzione della evoluzione e sviluppo di catene montuose arcuate (paleomagnetismo e tettonica), oppure alla ricostruzione di mappe paleogeografiche determinando la posizione nel passato delle terre emerse e ricostruire il loro percorso.

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Cartoon che mostra come la disposizione delle terre emerse sia cambiata negli ultimi 250 milioni di anni. a) 250 milioni di anni fa le terre emerse erano unite nel supercontinente chiamato Pangea, circondato dal mare della Tetide e dall’Oceano Pantalassa. b) 180 milioni di anni fa la Pangea si divide in due continenti: Laurasia e Gondawana. c) 65 milioni di anni fa si inizia a determinare la posizione odierna dei continenti. d) Assetto attuale dei continenti.

Gli studi paleomagnetici si occupano inoltre della ricostruzione delle variazioni del campo magnetico terrestre nel corso dei tempi geologici, dello studio dell’alternanza delle polarità magnetiche in un sequenza rocciosa (magnetostratigrafia) ed ancora della ricostruzione dei cambiamenti ambientali, climatici e oceanografici occorsi nel passato geologico (magnetismo ambientale), come ad esempio l’alternarsi delle fasi di glaciazione e deglaciazione.

Perché le rocce registrano il campo magnetico terrestre?

Le rocce hanno come proprietà quella di registrare il campo magnetico terrestre perché al loro interno contengono alcuni particolari minerali ad alto contenuto in ferro che sono ferromagnetici (in senso lato). Il campo di minerali di interesse per il paleomagnetismo comprende ossidi e idrossidi di Ferro. Tra più comuni presenti nelle rocce terresti ricordiamo: Magnetite, Ematite, Maghemite, Goethite, Pirrotina e Greigite.

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Esempi di minerali magnetici di interesse per le analisi paleomagnetiche
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Esempio di magnetizzazione di una roccia

Questi minerali, al momento della formazione delle rocce si comportano come gli aghi delle bussole e si orientano secondo la direzione del campo magnetico terreste, rimanendo congelati nella stessa direzione durante lo scorrere dei tempi geologici. La figura mostra un esempio: durante il Triassico Medio (235 Milioni di anni fa), una roccia al momento della sua formazione acquisisce una magnetizzazione indotta dall’azione del campo magnetico presente in quel momento (frecce rosse riquadro a). Tale magnetizzazione è mantenuta inalterata per centinaia di milioni di anni. In un’epoca successiva (riquadro b), per esempio nel Quadernario (400 mila anni fa), anche in presenza di un campo magnetico opposto la roccia mantiene la stessa magnetizzazione acquisita. Datando la roccia si è dunque in grado di risalire alle caratteristiche che il campo magnetico terrestre aveva al momento di formazione della roccia

Che cosa è il magnetismo delle rocce?

Tutte le rocce possiedono una magnetizzazione rimanente dovuta alla presenza di minerali magnetici. Ogni roccia acquisisce una magnetizzazione al momento della sua formazione detta “primaria”. Le modalità di acquisizione sono diverse per i diversi tipi di rocce, ma dipendono tutte dalla azione del campo magnetico terrestre nel corso della litogenesi.

Prendiamo il caso di rocce ignee di tipo effusivo. Quando la lava si raffredda (Fig. a), al suo interno si formano molti minerali alcuni dei quali (presenti in piccole quantità) sono dotati ferromagnetici (aghi celesti Fig. b). Questi minerali sono molto sensibili alla presenza del campo magnetico terrestre presente in quel momento (frecce verdi) e quando il processo di raffreddamento avanza fino ad arrivare ad una temperatura inferiore a quella di Curie (caratteristica di ogni minerale ferromagnetico) questi si orientano parallelamente alla direzione del campo (Fig. c). Rimangono poi immobilizzati, nella stessa direzione, all’interno della roccia consolidata conferendole una magnetizzazione permanente che rimarrà invariata nel tempo geologico.

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Disegno schematico della magnetizzazione di una roccia ignea effusiva  (ridisegnato da Tauxe, 2005).

Qualcosa di simile accade anche per le rocce sedimentarie. Come riportato in figura immaginiamo dei granuli di minerali ferromagnetici che dal fiume arrivano al mare, decantando poi verso il fondo, passando da acque turbolente a acque calme. Questi granuli posseggono un piccolo campo magnetico e, a causa dell’influenza del campo magnetico presente in quel momento (freccia verde), durante le deposizione e la compattazione del sedimento si orientano secondo la sua direzione. I granuli risultano così orientati tutti nella stessa direzione conferendo alla roccia sedimentaria una nuova magnetizzazione stabile. Questa magnetizzazione diventa stabile durante la fase di diagenesi, ovvero quando il sedimento incoerente diventa roccia.

 

Come posso misurare il campo magnetico nelle rocce?

Il paleomagnetista inizia in suo lavoro prelevando una serie di campioni dalle rocce affioranti sulla superficie terrestre. Il campionamento, generalmente viene effettuato con un carotatore portatile, raffreddato dalla circolazione di acqua. I campioni vengono poi orientati nel foro eseguito nella roccia ed infine rimossi e siglati. Successivamente i campioni vengono portati in laboratorio e tagliati in due cilindri gemelli (della dimensione standard di 2.5 cm di diametro per 2.2 cm di altezza). I campioni sono successivamente misurati in strumenti specifici (magnetometri) ad alta sensibilità per determinare l’orientazione (inclinazione e declinazione) e intensità della magnetizzazione rimanente, al fine di risalire alla definizione del campo magnetico terrestre presente nel passato geologico al momento della formazione della roccia.

Ogni quanto tempo il campo magnetico si è invertito nel passato?

Il campo magnetico terrestre è l’unica grandezza fisica che caratterizza il pianeta Terra che può essere studiata anche nel passato geologico. Le rocce hanno la proprietà di congelare la magnetizzazione acquisita in un momento del passato geologico ed il paleomagnetismo, che studia questa magnetizzazione “fossile”, permette di estendere nel passato le osservazioni sulle caratteristiche e variazioni del campo magnetico terrestre. Una proprietà che è stata scoperta attraverso queste osservazioni è proprio la inversione di polarità del campo geomagnetico. Tale scoperta è il risultato di molteplici osservazioni condotte su sequenze stratigrafiche esposte in superficie e caratterizzate dall’alternanza di rocce con polarità secondo la direzione del campo magnetico attuale e con polarità invertita (ovvero con il polo Nord magnetico in prossimità del polo Sud geografico, figura b). Ad oggi non sono stati compresi ancora fino in fondo i motivi per cui queste inversioni accadono ma una cosa è certa il campo magnetico nel corso del passato geologico si è ripetutamente invertito di polarità.

 

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Il campo magnetico, per l’andamento delle sue linee di flusso (linee rosse) è equiparabile al campo che verrebbe prodotto se al centro della terra fosse posta una gigantesca barra magnetica. Le mappe sono state disegnate con GMT the generic map tools (http://gmt.soest.hawaii.edu).

Un potente metodo per estendere nel tempo le analisi delle inversioni di polarità del campo magnetico è fornito dallo studio delle anomalie magnetiche dei fondali oceanici.

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Rappresentazione delle anomalie magnetiche nei fondali oceanici che hanno confutato la teoria della tettonica a placche. 

Nella figura seguente sono rappresentazione delle anomalie magnetiche nei fondali oceanici che hanno confutato la teoria della tettonica a placche. La linea tratteggiata indica la dorsale oceanica dalla quale fuoriesce lava che raffreddandosi genera nuova crosta oceanica magnetizzata secondo la polarità del campo magnetico presente al momento della eruzione. Le anomalie positive, sono quelle rocce con una magnetizzazione come quella attuale (bande colorate); quelle negative sono rocce con magnetizzazione inversa (bande marroni). La simmetria nella distribuzione e l’ampiezza delle fasce magnetiche suggerisce che la roccia si sia formata a seguito del raffreddamento di lava fuoriuscita lungo la dorsale (linea tratteggiata), magnetizzandosi secondo il campo magnetico presente al momento della eruzione. In seguito si è allontanata parte da un lato e parte dall’altro della dorsale per il continuo riformarsi nella zona della dorsale di nuova roccia (crosta oceanica) come mostrato dal passaggio dal tempo 1 al tempo 3. Tali anomalie sono state imputate alla magnetizzazione rimanente delle rocce, magnetizzate alternativamente con polarità normale ed inversa. Tale interpretazione delle anomalie magnetiche oceaniche ha portato la conferma sperimentale dell’espansione dei fondali oceanici e ha portato alla nascita della teoria della tettonica a placche.

Gli studi paleomagnetici sia di rocce continentali che oceaniche hanno messo in evidenza che il campo magnetico terrestre si è invertito sin da epoche antichissime, con frequenza delle inversioni e durata delle polarità variabile.

Integrando i dati ottenuti dagli studi paleomagnetici con altri metodi di datazione delle rocce si è costruita una scala cronologica delle inversioni (scala magnetostratigrafica)

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Scala dei Tempi geologici (modificata da Walker, J.D. and Geismann J. W., compilers 2009, Geologica Time Scale: Geological Society of America).

La scala magnetostratigrafica come riportata nella tabella in figura è assimilabile nell’aspetto al codice a barre degli alimenti, in cui si alternano bande nere e bianche.

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Esempio di codice a barre dei cibi, al quale possiamo assimilare, per la sua alternanza di bande bianche e nere la scala magnetostratigrafica.

Le bande nere indicano periodi a polarità normale ovvero con il polo nord orientato come l’attuale, mentre le bianche periodi a polarità inversa. La scala magnetostratigrafica è suddivisa in epoche magnetiche (o Chron) all’interno di ogni epoca sono stati individuati momenti di inversione molto più brevi definiti eventi magnetici (o sub-Chron). L’epoca magnetica in cui viviamo a polarità normale e l’ultima inversione è avvenuta circa 780 mila anni fa quando si è passati da un’epoca a polarità inversa ad una a polarità normale (passaggio Brunhes-Matuyama) in cui viviamo oggi.

Il campo magnetico terrestre si sta invertendo?

Ci troviamo in un periodo di declino dell’intensità del campo magnetico terrestre ma  non possiamo affermare con certezza se o quando si verificherà la prossima inversione di polarità magnetica. Sulla base delle misurazioni del campo magnetico terrestre prese dal 1850 circa, alcuni ricercatori stimano che il momento di dipolo decadrà in circa 1.300 anni. In ogni caso, anche se il campo magnetico terrestre ha iniziato un percorso di inversione ci vorranno ancora diverse migliaia di anni per completarla. Durante una inversione di polarità la Terra conserverà un campo magnetico, sebbene con valori di intensità assai minori del normale e probabilmente con una configurazione più complessa di quella dipolare.

 


 

Le immagini 1, 2, 3, 8, 9, 10 e 13 sono a cura di logo-lab

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