Questo articolo è stato inserito nelle sezioni d'archivio "Pianeta Terra" e "Storia della Scienza"

Come sappiamo la Terra è sede di un campo magnetico, fatto di importanza fondamentale non solo per l'uomo ma per tutte le forme di vita, al punto che l'esistenza di un campo magnetico planetario stabile per lunghi periodi è considerata una delle condizioni basilari nella ricerca di vita sui corpi celesti.

Il campo magnetico terrestre, come tutti gli altri campi magnetici, non può essere rilevato direttamente dai sensi umani: è qualcosa in cui siamo permanentemente immersi, che ci protegge dall'azione delle particelle più energetiche provenienti dallo spazio (soprattutto dal Sole), ma della cui esistenza non ci accorgiamo minimamente. Per poterne rivelare l'esistenza è necessario quindi ricorrere ad uno strumento, ed il più semplice è costituito dalla bussola, un oggetto che probabilmente fin da bambini abbiamo visto se non posseduto.

Se dobbiamo dar credito ad un noto aneddoto, pare che Einstein all'età di quattro anni fosse rimasto affascinato da questo strumento e avesse posto al padre insistenti interrogativi sulle motivazioni della rotazione dell'ago magnetizzato. Supponendo di avere a disposizione infinite bussole identiche e di disporle in modo da ricoprire l'intera superficie terrestre e quindi di rilevare l'orientazione dei rispettivi aghi, la prima indicazione che se ne trarrebbe sarebbe quella che gli aghi tendono ad orientarsi in generale in modo diverso, con differenze eclatanti tra diversi punti della superficie terrestre e con settori in cui gli aghi tendono invece a disporsi in modo del tutto simile se non uguale (per lo meno entro i limiti della nostra capacità di rilevare differenze di direzione dell'ago).

Questa semplice simulazione fornisce un primo dato importante: il campo magnetico terrestre non è lo stesso in tutti i punti della superficie, qualcosa cambia e quel qualcosa è in grado di influire sull'orientazione dell'ago della bussola. Per rendere ancora più significativa la serie di misure si potrebbe ripetere il medesimo procedimento ma usando un inclinometro magnetico: uno strumento simile alla bussola in cui l'ago può ruotare sul piano verticale invece che su quello orizzontale. Il risultato precedente trova conferma: l'ago in generale cambia orientazione anche sul piano verticale in funzione del punto in cui si trova l'inclinometro. A questo punto è naturale ripetere ancora una volta l'esperimento utilizzando una diverso strumento, più complesso, che possa misurare la forza che agisce sull'ago magnetizzato per spostarlo dal proprio stato di quiete e forzarlo ad orientarsi in una direzione piuttosto che in un'altra.

Ancora una volta la variabilità in funzione della posizione viene confermata: anche la forza agente sull'ago cambia di intensità da punto a punto. Rifacendo tutto il lavoro in aria invece che sulla superficie terrestre ancora si avrebbe conferma della variabilità: la superficie terrestre e lo spazio circostante sono immersi in un campo di forza variabile da punto a punto. Per quanto mostrato dagli strumenti usati fin qui, è chiaro che si tratta di un campo vettoriale, cioè contraddistinto in ogni punto dello spazio da un valore numerico di intensità e da caratteristiche geometriche di direzione e verso. La fig. 1 schematizza il vettore del campo magnetico totale F (rosso), riferito ad una terna sinistrorsa d'assi cartesiani con l'asse verticale positivo verso il basso, l'asse x orientato verso il nord geografico e l'asse y orientato verso l'est geografico. Il vettore, in quanto tale, è scomponibile nelle sue componenti, l'una giacente sul piano verticale (Z in figura) e le altre due giacenti sul piano orizzontale (X e Y in figura). Queste ultime individuano il vettore H (blu in figura) la cui direzione coincide proprio con la direzione mostrata dall'ago della bussola. L'angolo D formato da H con il verso positivo dell'asse x (settore blu in figura) viene chiamato declinazione magnetica e indica di quanti gradi l'ago della bussola devia dalla direzione del nord geografico. Analogamente l'angolo I formato da F con il vettore H (settore rosso in figura) viene chiamato inclinazione magnetica e indica quanti gradi l'ago dell'inclinometro forma con il piano orizzontale. In sostanza una volta note l'intensità delle componenti verticale Z e orizzontale H e l'angolo di declinazione magnetica D il valore del campo nel punto è definito.

 

Nei punti in cui l'angolo I misura 90° o -90° la componente orizzontale H si annulla ed il campo magnetico totale coincide con la sola componente verticale Z. Il punto (in realtà il luogo geometrico dei punti) in cui si verifica tale condizione viene definito polo magnetico verticale e nell'emisfero nord determina il posizionamento verticale dell'ago dell'inclinometro con l'estremo magnetizzato verso il basso, indicando pertanto che ivi la polarità magnetica è sud.  I poli magnetici terrestri quindi sono in realtà invertiti rispetto a quelli geografici, come se all'interno della Terra vi fosse un enorme magnete con il proprio polo magnetico sud verso il nord geografico (per tradizione tuttavia in letteratura i poli magnetici vengono denominati polo magnetico Nord quello nell'emisfero settentrionale e polo magnetico Sud quello nell'emisfero australe).

Il primo polo magnetico terrestre ad essere individuato geograficamente fu quello nell'emisfero settentrionale, ad opera dell'esploratore polare britannico James Clark Ross nel 1831. Ross fissò il punto alle coordinate 70°.1 N e 96°.8 W, lontano dal polo nord geografico. Il dato fu usato dal matematico e fisico tedesco Gauss, una delle menti più feconde e brillanti di ogni tempo, che sulla base delle altre misure disponibili elaborò un modello matematico del campo geomagnetico, ricavando la posizione teorica dell'altro polo magnetico. Ben 3 spedizioni si contesero il primato dell'individuazione strumentale, dirette rispettivamente dall'americano Charles Wilkes, dal francese Dumont D'Urville e dall'irriducibile Ross. Non riuscendo a sbarcare sul continente antartico, sede del punto suggerito da Gauss, fallirono. Fu l'inossidabile Shackleton con altri tre compagni (David, Mawson e MacKay) a riuscire nell'impresa di recarsi nel punto esatto, nel gennaio 1909.

Il susseguirsi delle misurazioni confermò inoltre che l'ubicazione dei poli magnetici è variabile nel tempo, come pure è variabile l'intero campo, indicando che la sua sorgente principale non è statica. I dati strumentali storici mostrano che questa variabilità è del tutto irregolare e aperiodica; se da una parte ciò è un grosso problema per realizzare modelli matematici affidabili del campo geomagnetico dall'altra è essa stessa un dato molto utile (benché ostico da trattare) per indagare la natura della sorgente del campo. In generale un modello matematico del campo geomagnetico intende descriverne la variazione nello spazio e nel tempo, perciò rende possibile ricavarne il valore di intensità, direzione e verso in ogni punto in un certo istante. Le misurazioni strumentali costituiscono i valori numerici che il modello deve riprodurre nel miglior modo possibile e sono i riferimenti necessari per aggiornarlo, raffinarlo e aumentarne la precisione.

Va osservato che il valore predittivo del modello si riduce quanto più ci si allontana temporalmente dal momento in cui è stata fatta la previsione, grosso modo come accade in meteorologia. I modelli moderni del campo geomagnetico sono ancora oggi calcolati con il potente metodo matematico usato da Gauss, anche se sono più sviluppati e precisi potendo contare su serie di misurazioni molto più complete e metodi computazionali enormemente più potenti. Come già Gauss aveva evidenziato, i vari modelli, fra loro molto simili, differiscono per appena il 5% circa dal campo magnetico prodotto da un dipolo centrato sul centro della Terra e con asse inclinato di circa 11° rispetto all'asse di rotazione terrestre. Questa ed altre evidenze hanno portato a concludere che la quasi totalità del campo dipende da una sorgente centrale e non da una molteplicità di sorgenti variamente ubicate e non profonde, certamente presenti ma in grado di influire solo marginalmente e localmente sul campo globale. Pertanto il campo geomagnetico viene considerato come il risultato della sovrapposizione di tre campi aventi origine differente, tre termini che coesistono e determinano istante per istante intensità, direzione e verso del campo che viene misurato in un dato punto:

campo principale, variabile nel tempo e originato nel nucleo esterno della Terra, fluido;
campo crostale, statico e originato dalla magnetizzazione delle rocce della crosta terrestre;
campo esterno, variabile nel tempo e connesso a correnti elettriche circolanti nella magnetosfera e nella ionosfera, prodotte dall'interazione tra il campo principale e il vento solare.

Il campo principale costituisce da solo circa il 98-99% del campo geomagnetico misurato in superficie. La restante porzione è quasi integralmente dovuta al campo crostale, variabile da punto a punto in funzione della maggiore o minore magnetizzazione permanente delle rocce presenti negli strati fino a 30-50 km di profondità, di grande importanza a fini geologici e minerari. A causa della netta preponderanza del campo principale, il campo crostale non è direttamente misurabile ma può essere ricavato rimuovendo il contributo del campo principale dal valore misurato. Da ciò si intuisce l'importanza di avere a disposizione validi modelli che descrivano al meglio il campo principale. Poichè questo varia irregolarmente nel tempo i modelli devono essere aggiornati costantemente.

Tale variazione, chiamata "variazione secolare", non è irrilevante, come mostra a titolo di esempio la fig. 2, che riporta l'andamento del campo misurato all'osservatorio geomagnetico di L'Aquila nell'arco di 47 anni. La deriva mostrata dall'intensità delle tre componenti è dovuta alla lenta variazione nel tempo del campo principale nel sito di rilevazione; come si nota la componente Y attorno al 1980 si è annullata per poi addirittura cambiare verso.

Uno dei modelli di riferimento impiegati per fini scientifici è il "modello IGRF" (International Geomagnetic Reference Field) che in realtà consta di un insieme di modelli tanto per il campo principale che per le sue variazioni secolari, frutto della collaborazione di numerosi gruppi di specialisti sparsi per il mondo. Il modello IGRF viene ricalcolato ogni 5 anni sulla base delle misurazioni effettuate nel frattempo ed oggi è giunto alla "tredicesima generazione", varata nel dicembre 2019. La prima generazione del modello ha visto la luce nel 1970, quella attuale copre il periodo 1900-2025, nel senso che sono stati modellizzati i valori del campo principale a ritroso fino al 1900 e previsti fino al futuro 2025. I valori numerici del campo e della variazione secolare vengono usati per tracciare carte globali ad isolinee, come mostrano le figg. 3 e 4.

 

La carta della variazione secolare è lo strumento che definisce la variazione nel tempo del campo principale in ogni punto della superficie, indicando di quanti nanoTesla all'anno (o di quanti gradi all'anno nel caso dei valori di declinazione e inclinazione magnetica) variano i valori forniti dal modello. In un certo senso essa rappresenta la "proiezione" temporale del modello e definisce l'intervallo di validità del modello stesso, nel caso dell'IGRF attuale sino al 2025, come si è già detto. Poichè gli elementi del campo geomagnetico sono 5 (campo totale F, componenti orizzontale H e verticale Z, declinazione D e inclinazione I) le carte relative sono 10, una per ciascun elemento geomagnetico ed altrettante per la rispettiva variazione secolare. Nelle figg. 5 e 6 sono riportate le carte relative ai valori del campo totale F e della sua variazione secolare calcolati secondo l'IGRF.

 

L'origine del campo principale rappresenta tuttora un problema (già indicato da Einstein tra i più impegnativi). Scartate le iniziali ipotesi ottocentesche che non erano in grado di spiegare la variazione temporale del campo, le idee si concentrarono sul nucleo esterno, compreso tra profondità dell'ordine di 2900 e 5150 km. Questo guscio all'interno della Terra è fluido e composto da ferro e nickel, materiali elettricamente molto conduttivi e si presume sia sede di moti rotazionali differenziali. Il fenomeno è assimilabile a correnti elettriche circolanti in una spira che a sua volta genera un campo magnetico poloidale. Il modello, chiamato della "geodinamo" per evidenti analogie con la classica dinamo, è in realtà gravato da notevoli problemi, primo fra tutti il fatto che il campo geomagnetico esiste da circa 3 miliardi di anni. Ciò implica l'esistenza di un meccanismo che possa mantenere il funzionamento della geodinamo per tempi lunghissimi (la cosiddetta "geodinamo ad autoeccitazione"), meccanismo che deve in realtà essere ancora ben compreso, nonostante vi siano ipotesi abbastanza valide.

Tra gli aspetti meno chiari rimane quello relativo alle interazioni tra campo magnetico e fluido nucleare. Ipotizzando che le variazioni del campo misurato siano dovute esclusivamente ai moti del fluido è possibile ricostruire la distribuzione delle velocità di questi ultimi alla superficie del nucleo (fig. 7).

Naturalmente le variazioni temporali del campo determinano la variazione della posizione dei poli magnetici, le rispettive coordinate sono state rilevate con continuità permettendo di riprodurre il tragitto percorso a partire delle prime storiche determinazioni. Dal modello IGRF (e similari) discende anche la previsione delle posizioni future dei due poli e il raffronto con la posizione reale costituisce un importante elemento di verifica della bontà del modello relativamente ai settori polari. Le recenti rilevazioni della posizione del polo magnetico settentrionale hanno rafforzato una caratteristica che già un paio di anni fa aveva sollevato il sospetto che qualcosa non stesse funzionando secondo le previsioni dei modelli. La figura che segue riproduce il tragitto effettivo del polo magnetico verticale nell'emisfero settentrionale:

I dati strumentali indicano con chiarezza che la velocità di spostamento del polo magnetico settentrionale sta aumentando considerevolmente, passando da un valore di circa 10 km/anno all'inizio del secolo ad un valore attuale di circa 50 km/anno con una violenta impennata proprio negli ultimi anni. Lo spostamento segue una direzione che dai territori canadesi lo sta portando verso le coste siberiane, dopo aver già oltrepassato il polo geografico. La velocità di spostamento è talmente alta da mettere in crisi le previsioni dei modelli di riferimento e alcuni di essi dovranno essere aggiornati a breve.

Le motivazioni di questo comportamento non sono note, anche se una delle ipotesi proposte suggerisce che il fenomeno sia connesso con l'esistenza di una rapida corrente nel nucleo esterno (Livermore, Hollerback, Finlay. Nature Geoscience, 2017)1. Gli autori ricostruiscono le caratteristiche di questa corrente evidenziando un deciso incremento della sua velocità in un settore del nucleo esterno la cui proiezione in superficie corrisponde alle regioni circumpolari siberiane, come mostra la fig. 9.

Secondo la ricostruzione la corrente avrebbe triplicato la propria velocità nel periodo 2000-2016 passando dal valore medio di circa 10-15 km/anno tenuto fino al 2004 al valore attuale di oltre 40-45 km/anno. Il fenomeno è concentrato lungo un arco sviluppato prospetticamente tra il Canada e la Siberia, lo spostamento è verso ovest e il polo magnetico ne risente derivando spedito verso le coste siberiane.

1) https://ftp.space.dtu.dk/pub/cfinl/publications/2017_Livermore_Hollerbach_Finlay.pdf

 

Un laghetto in Tasmania ci svela la cronologia delle inversioni del campo magnetico avvenute negli ultimi 270 000 anni (e anche altro). Ne parliamo QUI