magnetismo

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Lessico

sm. [sec. XVII; da magnete].

1) Parte della fisica che studia le interazioni tra i magneti naturali e le proprietà della materia connesse con tali fenomeni. In particolare, magnetismo terrestre o geomagnetismo, parte della geofisica che si occupa della descrizione e dello studio di tutti i fenomeni che riguardano il campo magnetico terrestre.

2) Magnetismo animale, lo stesso che mesmerismo.

Fisica: generalità

Le prime osservazioni sul magnetismo sono dovute ai Greci, i quali stabilirono che un minerale di ferro, la magnetite, ha la proprietà di attrarre la limatura di ferro, soprattutto in certi punti della sua superficie. L'osservazione rimase per lungo tempo del tutto isolata e servì, specialmente nel Medioevo e nel Rinascimento, ad accreditare concezioni del mondo di tipo animistico e magico.A partire dal sec. XI si cercò di spiegare il comportamento dell'ago magnetico e soprattutto del fenomeno della declinazione magnetica, scoperto verso la fine del sec. XV, che parve collegato all'importantissimo problema della determinazione della longitudine. Una trattazione riassuntiva delle conoscenze di questa epoca sul magnetismo, con alcuni interessanti elementi di novità, si trova nel libro settimo della Magia naturalis di Della Porta, del 1589, dove si parla dell'effetto schermante delle lastre di metallo, delle barbe di limatura che si formano attorno ai poli della calamita, della smagnetizzazione conseguente a forte riscaldamento, ecc. All'inizio del sec. XVII l'inglese W. Gilbert cominciò a studiare i fenomeni magnetici con una metodica sperimentale abbastanza omogenea, conducendo esperienze con un ago magnetico e con una terrella (calamita di forma sferica), e giunse a notare una profonda analogia con la Terra, “la gran calamita”. Sebbene nel suo De magnete (1600) la spiegazione che viene data a questi fenomeni è ancora in termini animistici, la via a una trattazione rigorosa e controllata è ormai aperta. Successivamente analogie vennero riscontrate con i fenomeni elettrici, ma nette apparvero subito le differenze: le polarità della calamita non possono essere separate per successivi spezzettamenti della calamita stessa (esperienza della calamita spezzata). Nel sec. XVIII si pose il problema di controllare quantitativamente le forze che i poli delle calamite esercitano tra di loro: C. A. Coulomb le riconosce, in analogia con quanto aveva fatto per le forze elettriche, come forze di tipo newtoniano (legge magnetostatica di Coulomb). Il problema dei rapporti con l'elettricità, forte di questa nuova simiglianza, si ripropone con forza: nel secolo successivo il magnetismo viene sempre più analizzato in stretto collegamento con i fenomeni elettrici. Da questo momento in poi la sua storia si identifica con quella dell'elettromagnetismo.

Fisica: i fenomeni magnetici

I fenomeni magnetici trovano spiegazione a livello delle correnti atomiche elementari ipotizzate da A.-M. Ampère nel 1828. Tali correnti sono oggetto di studio della fisica dello stato solido che trova adeguata impostazione solo nell'ambito della fisica quantistica. La fisica classica è in grado di dare solo alcune descrizioni qualitative dei corrispondenti fenomeni e questa limitazione rende impossibile una trattazione esauriente del magnetismo a livello elementare; inoltre, la complessità di molti fenomeni magnetici non ha ancora permesso di trovarne adeguato inquadramento teorico. Lo studio del campo magnetostatico in presenza di mezzi materiali si effettua introducendo i vettori B, induzione magnetica, e H, intensità di campo magnetico, legati tra loro da una grandezza μ, caratteristica del mezzo, detta permeabilità magnetica: B=μΗ. Nel Sistema Internazionale (SI), l'intensità di campo magnetico si misura in ampere al metro (A/m); l'amperspira al metro (Asp/m) non è unità del Sistema Internazionale. Nel vuoto si ha B00H0, dove μ0 è la permeabilità magnetica del vuoto. Si definisce permeabilità magnetica relativa di un mezzo il rapporto μ/μ0 per cui si può scrivere BrB0. Le sostanze si suddividono tradizionalmente in diamagnetiche, paramagnetiche e ferromagnetiche secondo che μr sia minore di 1, maggiore di 1 o molto maggiore di 1. Una giustificazione qualitativa del comportamento dei mezzi materiali sottoposti all'azione di un campo magnetostatico deriva dal principio di equivalenza di Ampère secondo cui una spira di area S percorsa da una corrente elettrica i equivale a un dipolo magnetico di momentoM0iSn, con n versore normale alla superficie della spira. Se equipariamo l'orbita percorsa da un elettrone (massa m, carica e, velocità v) intorno al nucleo a una tale spira, la grandezza del momento della quantità di moto dell'elettrone rispetto al centro dell'orbita, supposta circolare e di raggio r, è J=mvr.L'elettrone percorre in un secondo v/r volte l'orbita e la corrente equivalente è i=ev/r. Se l'orbita viene assimilata a una spira, essa equivale a un dipolo magnetico di momento M=μ0evr/2; tale momento può essere scritto in funzione del momento della quantità di moto ottenendo

. Un'orbita circolare percorsa da un elettrone equivale quindi a un momento magnetico orbitale dato dal valore ricavato. In fisica quantistica, il concetto di orbita è privo di significato, ma resta valido quello di momento della quantità di moto J, per cui la formula ottenuta conserva la sua validità. L'elettrone deve inoltre supporsi dotato di un momento della quantità di moto intrinseco, detto di spin Jspin a cui corrisponde un momento magnetico . Il momento magnetico di un atomo è dato dalla somma di quelli dei suoi elettroni ed è è la somma di tutti i momenti della quantità di moto, orbitali e di spin, e g è un fattore numerico, non molto discosto dall'unità. In una sbarra magnetizzata i momenti dei singoli atomi che la costituiscono non sono orientati del tutto a caso (nel qual caso l'effetto totale medio sarebbe nullo), ma per una qualche ragione, per esempio per effetto di un campo magnetizzante, hanno un orientamento preferenziale lungo l'asse della sbarra.. Nell'interno della sbarra in ogni punto vi sono correnti di verso opposto che si annullano; in superficie, invece, tutte le correnti si sommano e ogni sezione si comporta come una spira di solenoide, che risulta equivalente nel suo complesso alla sbarra magnetizzata. Nelle sostanze diamagnetiche, in cui gli atomi non hanno momento magnetico proprio, la presenza di un campo magnetico agisce su tutti gli elettroni nei loro moti orbitali e di spin in modo che l'intero sistema acquista un momento magnetico totale non nullo. Il fatto che μr sia minore di 1 è dovuto alla tendenza del sistema a opporsi alla perturbazione imposta: ogni corrente elementare si altera in modo da ridurre il campo magnetico applicato con una variazione del suo momento dipolare primitivo. Al contrario delle sostanze diamagnetiche, le sostanze paramagnetiche hanno un momento magnetico permanente (per esempio perché gli atomi hanno un numero dispari di elettroni) e, quando sono sottoposte a un campo magnetico esterno, gli atomi vengono sollecitati ad allineare il loro momento magnetico nella direzione del campo. Questa tendenza all'allineamento viene però contrastata dall'agitazione termica; essa risulta direttamente proporzionale all'intensità del campo applicato e inversamente proporzionale alla temperatura assoluta (legge di Curie). Questa legge descrive solo in modo approssimato il comportamento di una sostanza paramagnetica, infatti per campi molto intensivi si verifica il fenomeno della saturazione che consiste nell'allineamento totale di tutti gli atomi. Per le sostanze ferromagnetiche, vedi ferromagnetismo. Vedi anche antiferromagnetismo e isteresi.

Geofisica

I fenomeni legati al magnetismo terrestre, già noti anticamente, trovarono applicazione pratica solo nel Medioevo con la costruzione delle prime bussole; in un manoscritto cinese del sec. XII già si fa notare al riguardo che la direzione indicata dalla calamita è spostata di qualche grado rispetto al N geografico. Tale deviazione, chiamata declinazione magnetica, fu confermata da Cristoforo Colombo nei suoi viaggi attraverso l'Atlantico; più tardi Hartmann osservò (1544) l'inclinazione degli aghi magnetici rispetto al piano orizzontale. I naturalisti dell'epoca spiegavano il magnetismo terrestre come conseguenza di una forte concentrazione di minerali magnetici situati in un'imprecisata località del N; la prima teoria scientifica sul magnetismo terrestre fu enunciata solo nel 1600 da W. Gilbert nel De magnete. Questa ipotesi fu ripresa e perfezionata da K. F. Gauss con il quale inizia lo studio fisico-matematico del campo magnetico terrestre. A tali ricerche portarono decisivi contributi E. Gunter, W. E. Weber, E. Halley, e in seguito A. Schmidt, S. J. Barnett, J. A. Bartels, L. Bauer. La presenza del campo magnetico terrestre è rivelata da molti fenomeni direttamente osservabili; tra questi i più notevoli sono l'azione orientatrice che subiscono i corpi magnetizzati, il magnetismo indotto nei materiali ferromagnetici, la cattura da parte della Terra di particelle elettricamente cariche provenienti dallo spazio esterno. Gli elementi che definiscono il campo magnetico terrestre per ogni punto della superficie terrestre sono il vettore intensità di campo, la declinazione magnetica, l'inclinazione magnetica e le componenti del vettore campo nei piani orizzontale e verticale. Per definire il campo in un punto bastano tre elementi: in genere vengono considerati l'inclinazione, la declinazione e la componente orizzontale o verticale; oppure vengono usate le tre componenti del vettore campo secondo un sistema di riferimento cartesiano ortogonale con origine nel punto in esame. L'analisi dei valori degli elementi magnetici condotta con opportuni metodi matematici, introdotti da Gauss, ha consentito di stabilire che l'origine del campo magnetico terrestre è per la quasi totalità (96%) interna. Il restante valore, detto campo residuo, è dovuto al contributo delle anomalie magnetiche, di scambi elettrici tra atmosfera e superficie terrestre, e degli sciami di particelle cariche provenienti dallo spazio, in specie dal Sole. Prendendo in esame solo il valore del campo preponderante dovuto a cause interne, lo si può ritenere come generato da un dipolo magnetico situato al centro della Terra e inclinato di 11º30´ rispetto all'asse terrestre. I punti in cui il diametro terrestre coincidente con la direzione del dipolo incontra la superficie terrestre sono detti poli geomagnetici: asse geomagnetico è il diametro terrestre anzidetto ed equatore geomagnetico è il cerchio massimo perpendicolare a questo asse e con centro in quello del dipolo. Il polo situato nell'emisfero settentrionale, indicato convenzionalmente con B (boreale), ha polarità negativa e si trova a 78º30´N, 69ºW, mentre l'altro, indicato con A (australe), risulta positivo, con posizione 78º30´S, 111ºE. Una maggiore approssimazione, con l'effettiva distribuzione del campo, si ottiene immaginando il dipolo non al centro della Terra ma alquanto spostato pur con la stessa direzione e momento magnetico. L'effetto dovuto al campo residuo fa sì che i due punti in cui l'inclinazione magnetica risulta di 90º non coincidano con i poli geomagnetici; tali punti definiscono i poli magnetici: quello indicato dal polo N dell'ago della bussola si trova nell'Arcipelago Artico canadese, mentre quello S è ubicato nell'Antartide; nel 1968 le loro posizioni erano rispettivamente 76ºN, 101ºW e 67ºS, 142ºE. L'intensità del campo magnetico, sempre nell'ipotesi di una Terra uniformemente magnetizzata, cresce regolarmente da un minimo di 0,28 Oersted a un massimo di 0,71 Oersted ai poli. A causa delle anomalie l'andamento del campo è in realtà molto irregolare: l'equatore e i meridiani magnetici risultano linee contorte. Il campo subisce inoltre delle oscillazioni nel tempo, variabili da luogo a luogo, in rapporto a fattori cosmici e solari e a cause interne collegate con l'origine stessa del campo magnetico. Le variazioni nel tempo possono essere del tutto irregolari o manifestarsi in modo periodico. Le variazioni a lungo periodo (secolari) sembrano dovute a variazioni della velocità di rotazione della Terra che provocano movimenti di deriva della massa fluida del nucleo terrestre. Le variazioni a breve periodo (diurne, annuali) sono funzioni della latitudine e dell'altezza del Sole sull'orizzonte: alle latitudini medie, per esempio, il vettore campo magnetico descrive un'ellisse durante il giorno seguendo lo spostamento del Sole. Altre oscillazioni periodiche sono quelle che seguono il ciclo delle macchie solari. Direttamente connesse con l'attività solare sono anche le variazioni irregolari, quelle cioè prodotte dalle tempeste magnetiche dell'alta atmosfera. In rapporto alle variazioni secolari del campo vi è il problema dello spostamento dei poli, fenomeno che è bene documentato da osservazioni eseguite nel sec. XX, ma che certamente si è verificato anche in tempi molto più antichi come risulta dal magnetismo fossile di certe rocce; anche la polarità del campo si è invertita più volte nel corso delle ere geologiche. La natura e l'origine del campo magnetico terrestre sono tuttora mal conosciute. Dalle testimonianze paleomagnetiche si sa che il campo magnetico terrestre esiste da almeno tre miliardi di anni. Esso è prevalentemente dipolare, con caratteristiche abbastanza costanti: l'asse magnetico nel corso dei tempi ha subito un'oscillazione massima di 11º, l'intensità è poco variabile, anche se sono stati osservati molti fenomeni assai importanti di inversione della polarità. Questo campo magnetico principale è accompagnato da un campo magnetico minore, non dipolare, molto più variabile. Tutte queste caratteristiche spiegano perché sia così difficile trovare un meccanismo che chiarisca tutti i fenomeni geomagnetici osservati. Tuttavia la constatazione che il campo magnetico della Terra non può esser fatto risalire alla presenza di strati geologici dotati di magnetismo permanente (giacché nessun materiale conosciuto lo è), e che esso mostra il ripetersi di “inversioni” di polarità a cicli di 1000-2000 anni (entità trascurabile nei confronti delle durate tipiche delle ere geologiche), induce a far ritenere che la sua sorgente si trovi in profondità e che causa della sua esistenza sia lo stabilirsi di correnti elettriche di adeguata intensità e traiettoria. Su intuizione di E. C. Bullard (1948), ha riscosso successo presso i geologi e, più in generale, presso i planetologi, il modello cosiddetto “a dinamo autoeccitata”. Se un campo magnetico, anche debole, preesiste con direzione concorde all'asse, esso è in grado di suscitare una forza elettromotrice fra la periferia e l'asse del disco e di produrre uno spostamento di corrente. Qualora l'asse e l'orlo del disco venissero collegati elettricamente secondo lo schema, il circuito diverrebbe sede di un proprio campo magnetico indotto che – a seconda della polarità – andrebbe ad aggiungersi o a sottrarsi a quello esterno. Tale meccanismo potrebbe svolgere una funzione reale all'interno di corpi celesti abbastanza massicci e mineralogicamente differenziati tali da possedere, come la Terra, un nucleo interno allo stato fuso, e da essere dotati di moto di rotazione assiale. Soddisfatte tali condizioni, sarebbero i materiali in fusione a fungere da sostanza conduttrice, mentre i loro moti convettivi ne stabilirebbero, insieme alla rotazione generale, gli spostamenti responsabili dell'insorgere del campo magnetico e delle sue variazioni. In effetti, come le sonde spaziali hanno accertato, i pianeti di grande mole e dotati di rotazione rapida hanno dimostrato di possedere campi d'intensità significativa. Un meccanismo del tipo a dinamo autoeccitata potrebbe fornire una spiegazione anche per il ciclo undecennale dell'attività del Sole, nonché per numerose proprietà delle cosiddette “stelle magnetiche”. § Per l'andamento della declinazione e inclinazione magnetiche oltre alle voci corrispondenti, vedi isogona e isoclina; per l'esame delle variazioni degli elementi magnetici, vedi isopora, per la loro rappresentazione cartografica, vedi carta.

Bibliografia

Per la fisica

L. F. Bates, Modern Magnetism, Cambridge, 1951; E. C. Stoner, Magnetismo, Firenze, 1955; C. Kittel, Introduzione alla fisica dello stato solido, Torino, 1971; A. Giovanni, Magnetismo, Roma, 1985; A. Morrisot, Théorie du magnetisme cosmique, Parigi, 1987.

Per la geofisica

S. Chapman, J. Bartels, Geomagnetism, Oxford, 1940; J. Bartels, G. Angenheister (a cura di), Geofisica, Milano, 1972; F. Casati, Terra e magnetismo, Roma, 1983.

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