Geomagnetismo

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.

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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Cos’è il campo crostale?

La parte crostale del campo magnetico terrestre è generato da un sottilissimo strato della Terra per la possibile presenza di minerali ferromagnetici in uno spessore massimo di 30-60 km, a seconda del contesto tettonico. Essendo il processo della magnetizzazione delle rocce collegato alla storia geologica della roccia stessa, il campo di origine crostale è importante per ottenere informazioni indirette sulle strutture tettoniche e geodinamiche e sullo stato termodinamico della crosta terrestre.

E’ bene ricordare che un altro importante contributo alla parte crostale del campo magnetico della Terra è dato dalla magnetizzazione indotta nelle rocce crostali dal campo principale. Per questa ragione, la conoscenza del campo originato nel nucleo della Terra è essenziale per lo studio della dinamica del nucleo stesso ma è anche fondamentale per determinare la parte del campo terrestre di origine crostale. Il campo principale, infatti, è solo una parte del campo osservato sulla superficie della Terra che deve essere rimossa per isolare il contributo crostale, noto anche come campo crostale residuo, per tale ragione.
Generalmente, l’intensità di un’anomalia crostale, ricavata da misure magnetiche, non supera quasi mai qualche punto percentuale, e solo in casi estremi raggiunge il 5-8%, dell’intensità tipica del campo locale. In questi ultimi casi, il livello medio di magnetizzazione residua può modificare fortemente il campo nelle vicinanze della sorgente dell’anomalia stessa, come nel caso di Kurst in Ucraina, dove è stata osservata, a scala regionale, una variazione di 10.000 nT rispetto all’intensità del valore atteso. Un eccezionale esempio di forte anomalia crostale, a scala locale, è dato dal caso di Rogaland, in Norvegia, dove sono presenti variazioni spaziali del campo di 30.000 nT su distanze di soli 500 metri.
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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Il campo magnetico terrestre è soggetto a continue variazioni temporali. Queste variazioni, che possono essere di diversa natura, sono suddivise in due classi principali: variazioni a lungo e a breve termine. Le prime, generalmente indicate con il nome di variazione secolare, sono dovute all’azione delle sorgenti profonde interne alla Terra, le stesse che generano il campo principale, e hanno un tempo caratteristico minimo variabile tra 5 e 10 anni; le seconde, variazioni a breve termine, sono di origine esterna al nostro pianeta e presentano tempi caratteristici della durata inferiore a qualche anno.

Quali sono le variazioni di origine interna?
La variazione secolare

Il termine variazione secolare viene normalmente utilizzato per indicare l’insieme delle variazioni del campo geomagnetico che si verificano in periodi di tempo compresi tra pochi anni e qualche decina di migliaia di anni.

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Andamento delle tre componenti Cartesiane (X, Y e Z) del campo magnetico registrate presso l’osservatorio geomagnetico di L’Aquila.

L’ampiezza di queste variazioni, per un dato luogo di osservazione, oscilla tra pochi nT e qualche decina di nT all’anno per le componenti intensive (X, Y, Z, H and F) e da qualche primo a qualche decina di primi l’anno per l’inclinazione (I) e la declinazione (D).

Anche se la variazione secolare sembra mostrare andamenti diversi nei vari osservatori del mondo è una caratteristica del campo principale e, per questa ragione, è rappresentativa di un fenomeno planetario. Le caratteristiche più salienti di questo tipo di variazione, che sono state dedotte osservando l’andamento temporale del campo magnetico misurato sulla superficie del pianeta nel corso degli ultimi 400 anni, sono:

  • una diminuzione annuale media del momento di dipolo dell’ordine dello 0.005% del suo valore medio in questo intervallo;
  • una precessione verso ovest dell’asse del dipolo di 0.008% all’anno;
  • uno spostamento del dipolo verso nord dell’ordine di 2 km all’anno;
  • una deriva occidentale del campo non dipolare, o parte di esso, di 0.2°-0.3° all’anno, accompagnata da una possibile ma non ben precisa deriva meridionale;
  • una variazione d’intensità del campo non dipolare al tasso medio di circa 10 nT all’anno.

Oltre a queste caratteristiche regolari, la variazione secolare è spesso contraddistinta anche da fenomeni irregolari quali: i jerk geomagnetici (sulle scale di tempo più corte) e le inversioni di polarità del campo geomagnetico (sulle scale di tempo più lunghe).

Lo studio di entrambi i fenomeni è particolarmente interessante per la comprensione dei processi dinamici interni al pianeta responsabili della formazione del campo magnetico.

I jerk geomagnetici

Con il termine jerk geomagnetico si indica un rapido cambiamento nella pendenza della variazione secolare di una qualsiasi delle componenti del campo geomagnetico. Questa variazione si verifica su una scala di tempo dell’ordine di 1 anno ed è osservabile nell’andamento della variazione secolare di molti osservatori geomagnetici. Molti dei jerk verificatisi nel corso dell’ultimo secolo sono osservabili su scala globale, altri, invece su scala regionale.
Il primo jerk è stato individuato alla fine degli anni ’70. Da allora, utilizzando tecniche diverse ne sono stati individuati altri, rispettivamente negli anni: 1901, 1913, 1925, 1932, 1949, 1958, 1969, 1978, 1986, 1991 e 1999. La figura sotto riporta la variazione secolare della componente Y del campo geomagnetico in funzione del tempo per due diversi osservatori. L’andamento della variazione secolare, ovvero della derivata prima rispetto al tempo del campo magnetico, mostra chiaramente la presenza di rapidi cambiamenti di pendenza e quindi di jerk.

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Variazione secolare della componente Y misurata presso gli osservatori di Chambon la Foret e Tucson. Le rette evidenziano periodi in cui la variazione secolare ha una pendenza costante, in corrispondenza delle intersezioni si verificano repentini cambiamenti di pendenza, ovvero i jerk geomagnetici.

Attualmente l’ipotesi più accreditata sull‘origine dei jerk è quella secondo la quale questi fenomeni hanno origine all’interno della Terra essendo legati alla dinamica dei fluidi del nucleo esterno. In passato questa ipotesi è stata da alcuni messa in dubbio, attribuendo ai jerk un origine esterna, probabilmente legata agli effetti indotti dal ciclo solare.
Dunque, assumendo che i jerk siano fenomeni di origine interna, si capisce come il loro studio rivesta un ruolo di rilievo nel geomagnetismo per la comprensione dei meccanismi che generano il campo magnetico stesso ma anche per lo studio delle proprietà di conducibilità del mantello. Infatti, se tale segnale fosse realmente di origine interna, questo implicherebbe dei limiti ben precisi sui valori della conducibilità del mantello attraverso cui il campo si propaga.
Dallo studio dei jerk globali del 1969, 1978 e 1991 ci si è accorti che, di solito, questo fenomeno si osserva prima nei dati magnetici degli osservatori dell’emisfero Nord e successivamente, con un ritardo di 1-2 anni, in quelli dell’emisfero Sud.

Il campo magnetico terrestre si inverte?

L’ipotesi che il campo magnetico terrestre non sia sempre stato orientato come è oggi e abbia invertito la propria polarità più volte nel corso della sua storia, ha trovato conferma solo intorno agli anni ’60 a seguito di studi di paleomagnetismo condotti su campioni di roccia provenienti da fondi oceanici. Sebbene quello delle inversioni di polarità del campo geomagnetico sia uno dei più interessanti fenomeni geofisici, i meccanismi che avvengono nel nucleo terrestre e che sono responsabili di tali inversioni sono ancora poco conosciuti.
Da un punto di vista teorico, tuttavia, la possibilità che il campo magnetico terrestre possa invertire la propria polarità è noto. Infatti, le equazioni che governano l’evoluzione della dinamica dei fluidi interni al nucleo terrestre ammettono due possibili soluzioni per il campo magnetico ugualmente stabili: una in cui il campo di polarità è normale l’altra in cui il campo magnetico ha una polarità inversa. Ciò che sicuramente ancora oggi non è molto chiaro è il motivo per cui la Terra operi in due regimi: uno in cui hanno luogo le inversioni ed uno in cui quest’ultime non avvengono. Sembra comunque che un ruolo fondamentale sia svolto dai cambiamenti delle condizioni fisiche alla superficie di separazione nucleo-mantello.

Le più recenti scale di polarità del campo geomagnetico (vedi figura sotto) mostrano che negli ultimi 166 milioni di anni sono avvenute più di 300 inversioni complete del campo.  Infatti, è stato trovato che il verso della parte dipolare del campo geomagnetico si inverte in media ogni 300.000-1.000.000 di anni. L’intervallo di tempo tra una inversione e l’altra è molto variabile, può andare dai 40.000 ai 35.000.000 di anni e finora non sono state trovate periodicità o regolarità nel susseguirsi delle inversioni. Infatti, lunghi intervalli in cui il campo ha mantenuto la stessa polarità possono essere seguiti da brevi intervalli con polarità opposta.

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Un intervallo temporale in cui una certa polarità è stata predominante è detto crono: lunghezze tipiche sono dell’ordine degli 0.1-1 milioni di anni.
Croni estremamente lunghi sono detti supercroni. I croni sono generalmente interrotti, ad intervalli irregolari, da periodi più corti con polarità opposta a quella del crono e della durata di circa 20.000-50.000 anni, questi sono detti subcroni. A volte i record di polarità mostrano grandi deviazioni dei poli dalle situazioni di campo normale o inverso, ma la polarità non cambia completamente, il polo segue un movimento erratico verso le latitudini equatoriali ma ritorna nella sua posizione iniziale in meno di 10.000 anni: questo fenomeno è detto escursione magnetica.

Quali sono le variazioni di origine esterna?

Le variazioni rapide del campo magnetico terrestre sono principalmente dovute a fattori esterni alla Terra ed essenzialmente legate all’attività solare. Il Sole, infatti, è un fattore determinante per l’interpretazione sia dei fenomeni regolari (come ad esempio la variazione diurna) che di quelli irregolari che caratterizzano le variazioni magnetiche. L’emissione di radiazione solare viene accompagnata dalla continua emissione di un gas ionizzato, detto vento solare, che costituisce l’espansione della corona solare. Il nostro pianeta, come tutto il sistema solare, viene investito da questo vento il cui effetto principale è di confinare il campo geomagnetico in una cavità a forma di cometa detta magnetosfera. La modulazione del vento solare produce l’energia necessaria per le variazioni esterne irregolari del campo mentre, l’attrazione gravitazionale e le maree atmosferiche di origine termica, sono le principali responsabili delle variazioni esterne regolari.

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Rappresentazione schematica di alcune tra le più importanti variazioni temporali visibili nelle registrazioni dei dati di campo magnetico e generate da sorgenti esterne alla Terra.
Variazioni regolari

I magnetogrammi di un osservatorio geomagnetico rivelano l’esistenza di una struttura, nell’andamento temporale degli elementi del campo magnetico terrestre, che tende a ripetersi sistematicamente giorno per giorno; tale variazione, nota come “variazione diurna”, procede secondo il tempo locale, con forme caratteristiche per ciascun elemento interpretabili come sovrapposizione di onde aventi periodo di parecchie ore, e con un’ampiezza dell’ordine di qualche decina di nT. A volte, la variazione diurna è mascherata da variazioni irregolari che in parte la deformano. La variazione diurna media (calcolata su giorni quieti) viene chiamata Sq (solar quiet, solar indica che essa procede con il tempo locale, quiet che è caratteristica di una situazione di assenza di perturbazioni). L’ampiezza della Sq presenta un andamento stagionale con un massimo e un minimo rispettivamente nell’estate e nell’inverno locali alle alte e medie latitudini, e con un massimo agli equinozi nella zona intertropicale per H e Z. Inoltre l’ampiezza dipende dalla fase del ciclo delle macchie solari.

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Un esempio di Sq dei tre elementi magnetici X, Y e Z misurati presso l’osservatorio geomagnetico di L’Aquila.

La variazione diurna è generata da un sistema di correnti elettriche che fluiscono nella ionosfera ad una quota di circa 400 km. Queste correnti, presenti in quella parte della ionosfera illuminata dal Sole, formano due vortici distinti: uno in ciascun emisfero. Vista dal Sole la circolazione delle correnti nei due vortici avviene in versi opposti (verso antiorario nell’emisfero Nord ed orario in quello Sud). I centri di tali vortici si trovano alle latitudini di circa ± 40° e molto vicini al meridiano del Sole.

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Rappresentazione schematica dei sistemi di correnti ionosferiche responsabili della variazione diurna.

Dato il verso di percorrenza della corrente nei due vortici, all’altezza dell’equatore si genera un flusso di corrente in direzione ovest-est che prende il nome di elettrogetto equatoriale. Questo flusso di corrente, dell’ordine di 500000 Ampere, può produrre una variazione diurna a Terra dell’ordine di 200 nT.

Variazioni irregolari
Oltre agli andamenti temporali regolari, su di un magnetogramma, si possono osservare andamenti irregolari tipici di situazioni perturbate. I processi dinamici che avvengono sul Sole finiscono infatti per far arrivare in prossimità della Terra grandi quantità di particelle cariche e campi associati che generano variazioni irregolari del campo magnetico registrato sulla superficie del nostro pianeta.
  • Tempeste magnetiche
  • Sottotempeste magnetiche
  • Baie magnetiche
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Il grafico mostra l’andamento tipo della componente orizzontale (H) del campo magnetico terrestre nel corso di una tempesta magnetica registrata presso l’osservatorio geomagnetico di L’Aquila (dal 5/11/2001 al 13/11/2001).
Le tempeste geomagnetiche

Generalmente, ma non sempre, la tempesta magnetica inizia con un improvviso aumento, detto SSC (da Storm Sudden Commencement), dell’intensità della componente orizzontale H del campo magnetico terrestre. L’SSC, pur essendo un fenomeno planetario può variare in latitudine e tempo locale. Immediatamente dopo l’SSC (entro un’ora) troviamo 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). 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. Questa evoluzione è definibile su base statistica; esaminando invece le singole tempeste è possibile trovare una notevole varietà di andamenti. Ci sono, infatti, perturbazioni in cui l’andamento di H è strettamente conforme all’andamento descritto così come vi sono perturbazioni in cui non tutte le fasi sono perfettamente individuabili.

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Le sottotempeste magnetiche

Una sottotempesta è una sequenza ordinata di eventi che si verificano nella magnetosfera e nella ionosfera principalmente quando il campo magnetico interplanetario si orienta verso sud rendendo così possibile l’aumento del quantitativo di energia che fluisce dal vento solare alla magnetosfera.
Sulla Terra l’inizio di una sottotempesta comporta l’intensificazione delle aurore polari essenzialmente nella zona aurorale intorno alla mezzanotte. Gli archi aurorali infatti tendono ad aumentare la propria intensità e ad espandersi fino a coprire gran parte del cielo. In corrispondenza di questi fenomeni si registrano forti disturbi magnetici che possono raggiungere i 1000 nT. Questi disturbi magnetici sono considerevolmente più intensi di quelli comunemente registrati alle basse latitudini dove il verificarsi delle tempeste magnetiche  produce disturbi dell’ordine di qualche decina di nT. La differente intensità del disturbo è attribuibile alla diversa distanza dalla Terra delle sorgenti responsabili di tali perturbazioni. La corrente ad anello, responsabile del verificarsi delle tempeste magnetiche, ruota intorno alla Terra ad una distanza pari a qualche decina di migliaia di chilometri mentre le correnti elettriche, associate alle sottotempeste, circolano nella ionosfera ad una quota di circa 130 km.

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Configurazione tipica di campo magnetico interplanetario (IMF)che permette il trasferimento di energia dal vento solare alla magnetosfera.
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Fasi  dell’evoluzione delle linee di forza del campo magnetico durante una sottotempesta magnetica.
Le baie magnetiche

Tra le più importanti variazioni irregolari registrate essenzialmente presso gli osservatori geomagnetici siti a media latitudine dobbiamo ricordare le baie. Queste variazioni si verificano in preferenza nelle ore serali e notturne con durata compresa tra 1 e 2 ore. Le baie, spesso concomitanti con le tempeste, possono presentarsi anche isolatamente; questo suggerisce che possono essere considerate come tempeste elementari. Dalle osservazioni si è dedotto che le baie sono prodotte da correnti elettriche che scorrono nella ionosfera a latitudini comprese tra 65° e 70° tali correnti vengono generate nella magnetosfera, fluiscono nella ionosfera e ritornano nella magnetosfera seguendo le linee di forza del campo.

 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


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