Anomalia magnetica

 

Le anomalie magnetiche rappresentano in generale una piccola frazione del campo geomagnetico, compreso tra 25.000 e 65.000 nanotesla (nT).^[1] Per misurare queste anomalie occorre un magnetometro dotato di una sensibilità di almeno 10 nT o meno.^[2][3]

La rilevazione dei dati viene compiuta attraverso l'uso di opportuni strumenti chiamati magnetometri, che possono essere posizionati in specifiche stazioni scientifiche sulla superficie terrestre, oppure aviotrasportati da aerei o elicotteri, o portati a bordo della navi da ricerca, o infine installati su satelliti spaziali, da cui riescono a coprire vaste zone della superficie terrestre e anche degli altri pianeti del sistema solare.

Una volta eseguite le misurazioni occorre apportare due importanti correzioni ai dati raccolti. La prima è la rimozione delle variazioni di breve periodo del campo derivanti da influenze esterne. Ci sono variazioni diurne che hanno un periodo 24 ore e valori fino a 30 nT, probabilmente collegate all'azione del vento solare sulla ionosfera.^[3] Inoltre le tempeste solari possono raggiungere picchi di 1000 nT e durare per parecchi giorni. Il loro contributo può essere determinato con una serie di misure ripetitive sullo stesso posto o utilizzando un altro magnetometro che effettui misure periodiche del campo in una posizione fissa.^[2]

L'anomalia è data dal contributo locale al campo magnetico, per cui occorre sottrarre il valore del campo geomagnetico. Di solito si usa come riferimento l' International Geomagnetic Reference Field, che è un modello matematico a grande scala del campo magnetico terrestre, mediato nel tempo, basato su misure da satellite, da osservatori magnetici e da altre rilevazioni.^[2]

Le correzioni legate alle anomalie gravitazionali non sono in genere significative per il campo magnetico. Per esempio il gradiente verticale del campo magnetico è di 0,03 nT/m o anche inferiore, per cui in generale non è necessaria una correzione per tener conto dell'altitudine.^[2]

Suscettibilità magnetica di alcune rocce e minerali comuni^[3]

Tipo	Suscettibilità (${\displaystyle \times 10^{-3}}$  SI)
Sedimentarie
Calcare	0-3
Arenaria	0-20
Shale	0,01-15
Magmatiche
Basalto	0,2-175
Gabbro	1-90
Granito	0-50
Riolite	0,2-35
Metamorfiche
Gneiss	0,1-25
Serpentino	3-17
Ardesia	0-35
Minerali
Grafite	0,1
Quarzo	-0,01
Carbone	0,02
Argilla	0,2
Pirrotite	1-6000
Magnetite	1.200-19.200

La magnetizzazione di una roccia è il vettore somma della magnetizzazione indotta e rimanente:

${\displaystyle \mathbf {M} =\mathbf {M} _{\text{i}}+\mathbf {M} _{\text{r}}}$ 

In molti minerali, la magnetizzazione indotta è il prodotto del campo magnetico ambientale e della loro suscettività magnetica ${\displaystyle \chi }$ :

${\displaystyle \mathbf {M} _{\text{i}}=\chi \mathbf {H} }$ 

Solo i minerali che sono diamagnetici o paramagnetici hanno una magnetizzazione indotta. I minerali ferromagnetici, come la magnetite, possono avere anche una magnetizzazione rimanente. Questa rimanenza può perdurare nel minerale per milioni di anni e quindi essere orientata in una direzione completamente differente da quella dell'attuale campo magnetico terrestre. Pertanto, se è presente una rimanenza, non è facile separarla dalla magnetizzazione indotta in assenza di una misurazione del campione roccioso. Il rapporto tra le due grandezze ${\displaystyle \mathbf {Q} =\mathbf {M} _{\text{i}}/\mathbf {M} _{\text{r}}}$  è chiamato rapporto di Koenigsberger.^[2][4]

L'interpretazione delle anomalie magnetiche si basa normalmente sul confronto tra i valori misurati e quelli modellati del campo magnetico anomalo. Nel 1964, Talwani e Heirtzler sono stati i primi a esaminare uno spazio non magnetico che contiene una struttura magnetica bidimensionale uniformemente magnetizzata, approssimata da un prisma poligonale, e a suggerire una tecnica numerica computerizzata per la sua modellizzazione.^[5] Questo algoritmo fu successivamente modificato per correggere alcune omissioni presenti nella prima formulazione.^[6] Il nuovo algoritmo tratta sia la magnetizzazione indotta che quella rimanente come vettori e consente di ricavare stime teoriche della magnetizzazione rimanente, in base all'apparente spostamento dei poli magnetici per i vari continenti o unità tettoniche.

 

Le indagini magnetiche condotte nelle dorsali oceaniche, hanno rivelato alcuni schemi caratteristici nella disposizione delle anomalie positive e negative dell'intensità del campo magnetico; le anomalie sono generalmente disposte in modo da formare delle grandi strisce o fasce con una disposizione parallela all'andamento delle dorsali. Queste strisce sono spesso simmetriche rispetto all'asse della dorsale e hanno tipicamente un'ampiezza di qualche decina di chilometri; le intensità delle anomalie sono di alcune centinaia di nanotesla.

La causa di queste anomalie è prevalentemente la magnetizzazione permanente dei minerali a base di titaniomagnetite presenti nel basalto e nel gabbro; i minerali si sono magnetizzati al momento della formazione della crosta oceanica nella dorsale. Con la risalita del magma e il suo conseguente raffreddamento, la roccia ha acquisito una magnetizzazione termorimanente orientata nella direzione del campo. I movimenti tettonici delle placche tendono poi a spostare la roccia dalla sua posizione originaria. Ogni alcune centinaia di migliaia di anni, si ha un'inversione del campo geomagnetico. Lo schema delle strisce diventa pertanto un fenomeno globale e può essere utilizzato per calcolare la velocità di espansione del fondale oceanico.^[7][8]

• Magnetismo
• Campo geomagnetico
• Anomalia magnetica di Kursk
• Anomalia magnetica di Temagami
• Anomalia magnetica di Bangui

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• (EN) magnetic anomaly, su Enciclopedia Britannica, Encyclopædia Britannica, Inc.  

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