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Il Carbonio controlla la profondità di genesi dei magmi nel mantello superiore della Terra

In un nuovo studio (https://www.nature.com/articles/s41561-021-00797-y), pubblicato sulla rivista Nature Geoscience (https://www.nature.com/ngeo/), un team di ricercatori italiani guidato da Alessandro Aiuppa (Università di Palermo) e che vede fra i co-autori Federico Casetta (Università di Ferrara), Massimo Coltorti (Università di Ferrara), Vincenzo Stagno (Sapienza Università di Roma) e Giancarlo Tamburello (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Bologna), ha sviluppato un nuovo approccio per ricostruire la quantità di Carbonio immagazzinato nel mantello superiore della terra, dalla cui fusione sono segregati i magmi.

Il Carbonio, il quarto elemento più abbondante in termini di massa nell’universo, è un elemento chiave per la vita. Il suo ricircolo, da e verso l’interno della Terra, regola i livelli di CO2 nell’atmosfera, giocando quindi un ruolo fondamentale nel rendere il nostro pianeta abitabile. Il Carbonio è un elemento unico, perché può essere immagazzinato nelle profondità della Terra in varie forme: all’interno di fluidi, come componente di fasi minerali, oppure disciolto nei magmi. Si ritiene, inoltre, che il Carbonio giochi un ruolo chiave nella geodinamica terrestre, in quanto questo elemento è in grado di controllare i processi di fusione che avvengono mantello superiore. Vista la sua tendenza ad essere incorporato nei magmi prodotti per fusione delle rocce peridotitiche nel mantello superiore, il Carbonio è facilmente trasportato verso la superficie terrestre, ove viene poi rilasciato come CO2 nelle emissioni gassose di vulcani attivi o quiescenti. I magmi ed i gas derivati dal mantello sono, pertanto, i mezzi di trasporto più efficaci per portare il Carbonio verso l’idrosfera e l’atmosfera, dove gioca un ruolo primario nel controllo dei cambiamenti climatici su scala geologica.

Ma quanto Carbonio è immagazzinato all’interno della Terra?

Questa domanda ha ispirato ricerche in diversi ambiti delle geoscienze, che si sono avvalse di molteplici approcci empirici, quali lo studio dei gas emessi in aree vulcaniche, del contenuto in CO2 nelle lave eruttate lungo le dorsali medio-oceaniche e/o nelle inclusioni di magma all’interno dei cristalli, delle inclusioni fluide in xenoliti di mantello portati in superficie dai magmi, e le misure sperimentali sviluppate con lo scopo di comprendere la massima quantità di CO2 che può essere disciolta nei magmi a pressioni e temperature tipiche dell’interno della Terra. Sfortunatamente, questi approcci hanno portato spesso a conclusioni contrastanti, al punto che le stime sul contenuto di Carbonio del mantello (così come dell’intera Terra) divergono di più di un ordine di grandezza. Le “melt inclusions”, o inclusioni di magma, cioè piccole goccioline di fuso silicatico intrappolate nei cristalli al momento della loro formazione nei magmi, possono essere sorgenti di informazione uniche per quantificare il contenuto di Carbonio del mantello da cui i magmi stessi sono segregati. Tuttavia, il massivo rilascio di gas (degassamento), tra cui CO2, a cui i magmi sono soggetti durante la loro risalita verso la superficie (prima della loro messa in posto ed eruzione) ha rappresentato un fattore limitante nella comprensione delle variazioni di concentrazione di Carbonio nel mantello.

Nel loro studio, Aiuppa e co-autori hanno revisionato e catalogato i dati relativi al contenuto in CO2 (e zolfo) nei gas vulcanici emessi da 12 vulcani di hot-spot e di rifting continentale, i cui magmi sono generati da sorgenti mantelliche più profonde rispetto a quelle del mantello impoverito da cui derivano i magmi delle dorsali medio-oceaniche.

Gas magmatici ricchi in CO2 rilasciati dal degassamento del lago di lava a condotto aperto presso il vulcano Nyiragongo, Repubblica Democratica del Congo (foto di Sergio Calabrese, Università di Palermo)

I risultati ottenuti hanno permesso di comprendere che il mantello superiore (50-250 km di profondità) che alimenta il vulcanismo in aree di rifting continentale e di hot-spot contiene in media 350 parti per milione (ppm) di Carbonio (intervallo compreso tra 100 e 700 ppm di C). Questo ampio range conferma la visione di un mantello superiore fortemente eterogeneo, la cui composizione è stata variabilmente modificata, in tempi geologici, dall’infiltrazione di fusi carbonatici-silicatici generati in profondità. Le nuove stime ottenute da Aiuppa e co-autori indicano che il mantello superiore ha una capacità totale di Carbonio di circa ~1.2·1023 g. È possibile che la Terra, nelle sue porzioni interne, sia in grado di contenere ancora più Carbonio, come suggerito dai diamanti provenienti da profondità sub-litosferiche (fino a 700 km), i quali mostrano evidenze dell’esistenza di minerali e fusi che contengono significative quantità di C.

In aggiunta, il team di ricercatori ha stimato che il contenuto di Carbonio aumenta con la profondità di fusione parziale nel mantello. Questa scoperta permette di validare i dati sperimentali, che suggeriscono come il Carbonio giochi un ruolo nel determinare percentuale e profondità di fusione parziale nelle sorgenti di mantello che alimentano i vulcani in aree di rift continentali e di hot-spot. I risultati ottenuti, indicando che le porzioni di mantello ricche in Carbonio fondono più in profondità rispetto a porzioni povere in Carbonio, confermano il ruolo di primaria importanza giocato da questo elemento nel guidare i cicli geodinamici.

Aumento della concentrazione di Carbonio con la profondità di fusione nel mantello superiore terrestre. I magmi prodotti in contesti di Isole Oceaniche e di Rift Continentale sono alimentati da sorgenti di mantello più ricche in Carbonio rispetto alle porzioni di “Depleted MORB Mantle (DMM)”, cioè di mantello impoverito da cui sono prodotti i “Mid-Ocean Ridge Basalts (MORB)”, ovvero basalti di dorsale medio-oceanica

L’esistenza di un mantello ricco in Carbonio, evidenziata da Aiuppa e co-autori, ha profonde implicazioni rispetto alle modalità di immagazzinamento del Carbonio primordiale nel mantello, e per il suo riciclo nel tempo e nello spazio. I risultati ottenuti con questo studio sono anche importanti per comprendere le possibili variazioni nel ciclo geologico del Carbonio causate da eventi vulcanici di grande magnitudo, quali la messa in posto delle “Large Igneous Provinces (LIP)”, o grandi province ignee. Se i magmi prodotti dai “plume”, o pennacchi, di mantello sono ricchi in Carbonio, come suggerito da questo studio, allora il rilascio di Carbonio dalle grandi province ignee nel Fanerozoico può aver contribuito a causare le estinzioni di massa, le cui tracce sono preservate nei record sedimentari in tutto il mondo.

carbonio genesi magmi mantello
Sezione schematica dall’Oceano Atlantico all’Oceano Indiano (passando attraverso il cratone Africano), che mostra le variazioni nelle concentrazioni di Carbonio ricostruite nelle sorgenti di mantello da cui sono prodotti i magmi delle Isole Oceaniche e dei Rift Continentali

Il Carbonio controlla la profondità di genesi dei magmi nel mantello superiore della Terra

CITAZIONE

Alessandro Aiuppa, Federico Casetta, Massimo Coltorti, Vincenzo Stagno and Giancarlo Tamburello (2021), Carbon concentration increases with depth of melting in Earth’s upper mantle, Nature Geoscience, https://doi.org/10.1038/s41561-021-00797-y

La ricerca è stata finanziata dal Deep Carbon Observatory (https://deepcarbon.net/) e dal Miur, Progetto PRIN2017 Connect4Carbon (https://prin2017.wixsite.com/connectforcarbon)

Il Carbonio controlla la profondità di genesi dei magmi nel mantello superiore della Terra. Testo e immagini dal Settore Ufficio stampa e comunicazione Sapienza Università di Roma, Università di Palermo, Università di Ferrara, Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia.

Una ricerca sugli effetti dei flussi piroclastici dell’eruzione del 79 d.C. su Pompei ha evidenziato come la durata degli stessi abbia avuto un tragico impatto sulla popolazione

Pompei correnti piroclastiche
Vista 3D del Vesuvio e dei centri abitati alle sue pendici, veduta da Ovest; DTM con sovrapposta ortofoto digitale a colori (Laboratorio di Geomatica e Cartografia, INGV-OV)

Circa quindici minuti fu la durata delle correnti piroclastiche che colpirono Pompei durante l’eruzione del Vesuvio del 79 d.C.: le loro ceneri vulcaniche, inalate dagli abitanti, furono fatali, provocandone l’asfissia.
Questo è quanto rivela lo studio The impact of pyroclastic density currents duration on humans: the case of the AD 79 eruption of Vesuvius, condotto dall’Università degli Studi di Bari – Dipartimento Scienze della Terra e Geoambientali, in collaborazione con l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) e il British Geological Survey di Edimburgo, appena pubblicato ‘Scientific Reports’.
“Obiettivo del lavoro”, afferma Roberto Isaia, ricercatore dell’Osservatorio Vesuviano dell’INGV “è stato quello di sviluppare un modello per cercare di capire e di quantificare l’impatto dei flussi piroclastici sull’abitato di Pompei”.

Depositi piroclastici all’interno dell’abitato di Pompei che includono livelli stratificati con strutture di trazione formate dalle correnti piroclastiche

I flussi piroclastici, infatti, sono il fenomeno più devastante delle cosiddette eruzioni esplosive. Paragonabili alle valanghe, si generano dal collasso della colonna eruttiva. I densi flussi che ne derivano scorrono lungo le pendici del vulcano a velocità di centinaia di chilometri orari, ad alta temperatura e con un’alta concentrazione di particelle.
“Per la nostra ricerca”, prosegue Isaia, “abbiamo svolto studi sul terreno e in laboratorio dei depositi piroclastici presenti all’interno degli scavi archeologici di Pompei che hanno portato alla misurazione e alla definizione dei parametri fisico-meccanici delle rocce. Con i dati ottenuti abbiamo sviluppato un modello matematico che ci ha permesso di effettuare delle simulazioni numeriche. Da queste abbiamo ricavato i parametri fisici delle correnti piroclastiche e, quindi, stimarne gli effetti sul territorio, uomo compreso. Il risultato principale è che il perdurare del passaggio delle correnti piroclastiche è avvenuto in un lasso di tempo compreso tra i 10 e i 20 minuti”.

“Il modello elaborato” aggiunge il ricercatore, “può essere applicato anche ad altri vulcani attivi di tutto il mondo. L’esempio di Pompei infatti, distante circa 10 km dal Vesuvio, suggerisce come l’applicazione di questo modello potrebbe essere molto utile per comprendere la durata dei flussi piroclastici e, quindi, i danni derivanti da un’eruzione anche a distanze dove la temperatura e la pressione delle correnti piroclastiche non provoca più effetti dannosi sull’uomo e sull’ambiente. La metodologia applicata può quindi fornire nuovi elementi di conoscenza nell’ambito delle valutazioni di pericolosità di una struttura vulcanica attiva”, conclude Roberto Isaia.
“È molto importante riuscire a ricostruire quanto avvenuto nelle passate eruzioni del Vesuvio partendo dal record geologico, per risalire ai caratteri delle correnti piroclastiche ed all’impatto sull’uomo” dichiara il Prof. Pierfrancesco Dellino dell’Università di Bari, referente per il settore vulcanico della Commissione Grandi Rischi nazionale. “L’approccio da noi seguito aggiunge informazioni che sono racchiuse nei depositi piroclastici e che chiariscono nuovi aspetti sull’eruzione di Pompei e forniscono preziosi spunti per interpretare il comportamento del Vesuvio anche in chiave di protezione civile”.

La scheda

Chi: Università degli Studi di Bari, Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) e British Geological Survey di Edimburgo (UK)
Cosa: Sviluppato un modello che ha consentito di calcolare che a Pompei il perdurare del passaggio delle correnti piroclastiche è avvenuto in un lasso di tempo compreso tra i 10 e i 20 minuti provocando effetti letali sui suoi abitanti
Dove: Lo studio The impact of pyroclastic density currents duration on humans: the case of the AD 79 eruption of Vesuvius in ‘Scientific Reports’.
Link: https://www.nature.com/articles/s41598-021-84456-7
Testo e foto dall’Ufficio Stampa Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV)

Alle ore 7:30 della mattina del 18 maggio 1980, Don Swanson dello USGS dice “the bulge still bulges”. Lo strano rigonfiamento cresciuto sul fianco settentrionale del Monte Sant’Elena (Mount St. Helens in inglese) nelle ultime settimane è ancora lì, ormai da giorni tutto suggerisce una possibile un’eruzione. Inizierà esattamente un’ora dopo.

Per ripercorrere gli episodi dell’evento eruttivo, lo USGS (U. S. Geological Survey) ha riportato la fedele cronaca degli eventi accaduti quaranta anni fa, dettagliandola giorno per giorno sulla sua pagina Facebook. Foto e ricordi affascinanti, registrazioni video esclusive, curiosità e dettagli che nel tempo erano andati persi. Vi proponiamo qui una breve storia geologica del vulcano fino al giorno dell’eruzione, consigliandovi l’ulteriore lettura del racconto su Facebook e del libro In the Path of Destruction: Eyewitness Chronicles of Mount St. Helens di Richard Waitt, scienziato dello USGS.

Lo stratovulcano

Il Monte Sant’Elena è uno stratovulcano attivo che fa parte dell’arco vulcanico della Catena delle Cascate (Cascades, Stato di Washington, USA), segmento nordamericano della Cintura di fuoco del Pacifico (Pacific Ring of Fire). Un arco vulcanico si forma per risalita di magma in zone di subduzione, ossia quando una placca (oceanica in questo caso) scivola sotto una continentale. La discesa di crosta ricca di fluidi nel mantello a temperature e pressioni sempre maggiori crea instabilità ed una conseguente risalita di materiale fuso. I movimenti tettonici della placca Pacifica e di quelle attorno hanno generato diverse zone di subduzione e conseguenti archi vulcanici nella forma di un anello, la Cintura di fuoco.

L’Anello di Fuoco intorno all’Oceano Pacifico e posizione del Monte Sant’Elena, vettoriale di Gringer, pubblico dominio

Il magmatismo dei vulcani formatisi in zone di subduzione, solitamente ha origine a circa 100 km di profondità. Determinate condizioni di temperatura e pressione sono necessarie affinché il magma si formi e possa iniziare la sua risalita verso la superficie. La peculiarità del Monte Sant’Elena è quella di trovarsi a soli 67 km sopra il piano di subduzione. I risultati dello studio iMUSH (Imaging Magma Under St. Helens) suggeriscono che il vulcano sia posizionato sopra un cuneo di rocce magmatiche (serpentiniti) fredde che si formano quando il mantello reagisce con l’acqua. La sorgente del magmatismo sarebbe invece localizzata ad Est, sotto altri vulcani della stessa catena; il magma poi migrerebbe lateralmente fornendo materiale per le eruzioni del Monte Sant’Elena.

La storia geologica

L’edificio vulcanico di uno stratovulcano si forma per imposizione di prodotti emessi nel corso della sua storia eruttiva. La forma del Monte Sant’Elena prima dell’eruzione del 1980 è andata finalizzandosi durante lo stadio Spirit Lake (Olocene, 3900 anni – presente). Lo stadio è suddiviso in sei periodi eruttivi:  Smith Creek, Pine Creek, Castle Creek, Sugar Bowl, Kalama, Goat Rocks e quello Moderno iniziato con l’attività del 1980. Questi periodi furono caratterizzati eruzioni prevalentemente esplosive, come dimostrano i prodotti più antichi. L’evento più significativo avvenne durante il periodo Kalama con la crescita del duomo sommitale che definì la forma finale del vulcano. Ci vollero circa cento anni perché il duomo si formasse e dopo il 1720 l’elevazione massima della montagna raggiunse 1800 m, limite utile per la formazione del ghiacciaio in coma. Il vulcano rimase relativamente calmo fino alla metà del mese di marzo 1980.

Monte Sant'Elena
Il Monte Sant’Elena prima dell’eruzione del 1980. Foto Flickr dello U.S. Forest Service- Pacific Northwest Region, pubblico dominio

I segnali precursori

Il 20 marzo 1980, dopo 123 anni di quiete, un terremoto di magnitudo 4.2 (scala Richter) viene registrato nell’area del vulcano. Il suo ipocentro (il punto di origine all’interno della Terra) è poco profondo e segue altri deboli scosse che si verificano ormai da qualche giorno. Nei giorni successivi gli strumenti registrano differenti sciami sismici di bassa magnitudo e non percepiti dalla popolazione; gli esperti dello USGS ancora non sanno determinare l’origine dei movimenti tellurici (se tettonici o vulcanici) né se o quando ci sarà un’eruzione.

L’attività vulcanica inizia il 27 marzo quando dalle vedute aree gli esperti individuano un neonato cratere nel ghiaccio largo circa 70 metri e si alza una nuvola eruttiva fino a 2 km sopra la sommità. Mappano inoltre due sistemi di fratture con direzione Est-Ovest e documentano oltre 50 scosse sismiche di magnitudo superiore a 3.5 in un giorno solo. Nei giorni successivi sia l’attività sismica che eruttiva aumentano, le colonne eruttive si alzano fino a 3 km sopra la cima della montagna.

Eruzione freatica alla sommità del Monte Sant’Elena. Foto scattata il 4 aprile 1980. Foto di D.A. Swanson dello USGS, pubblico dominio

Nei primi giorni di aprile vengono registrate scosse sismiche armoniche a bassa frequenza. Contrariamente ai terremoti classici causati da rilascio improvviso di energia dalle rocce, le scosse armoniche sono associate ad attività vulcanica; sono generalmente causate da movimenti di magma nel sottosuolo o dal rilascio di gas dal magma. Possono quindi essere indicative di una eruzione imminente, che però sembra farsi attendere.

Il 3 aprile gli esperti notano un cratere largo 450 m e profondo 90 m sul fianco settentrionale, delle fratture visibili nella neve ed una strana zona di terreno esposto, probabilmente prime avvisaglie del rigonfiamento (bulge). Gli esperti raccolgono campioni dei prodotti eruttati e misurano basse concentrazioni di anidride solforosa (SO2), che invece può essere indicatrice di repentina risalita di magma se presente in alte concentrazioni. L’acqua ed il ghiaccio attorno al cratere hanno formato dei laghi fangosi sul fondo; quando nel cratere avviene una nuova immissione di fluidi dall’esterno, essi si riscaldano e vengono gettati in aria come vapore e cenere.

Il “bulge”

Nella prima metà di aprile l’attività eruttiva sembra assestarsi: esplosioni moderate che generano piccole colonne di cenere, tremori armonici, fratture sul fianco settentrionale ed crescita del bulge. Dalla seconda metà del mese l’attenzione degli esperti si concentra proprio sul rigonfiamento sul fianco verticale: alla fine del mese le sue dimensioni raggiungono il chilometro e mezzo di lunghezza, due e mezzo di larghezza e circa 100 m di altezza. La sua origine è una intrusione magmatica nel vulcano (anche chiamata criptoduomo) avvenuta alla fine di marzo. La velocità di crescita a fine aprile raggiunge il metro e mezzo al giorno. Il pericolo derivante dall’esistenza del bulge e dalla sua crescita così repentina è quello di un distaccamento di materiale (neve, ghiaccio e roccia) dal versante e la rapida discesa a valle.

Nonostante gli scienziati concordino sul pericolo derivante dal versante settentrionale, nessuno sa con certezza quando ciò accadrà: i geologi non conoscono la resistenza delle rocce sottostanti né la profondità della deformazione. Il 12 maggio un terremoto di magnitudo 5.0 provoca una valanga di ghiaccio e roccia larga 250 m sul versante settentrionale, confermando la fondatezza del pericolo.

Il “bulge” sul versante settentrionale del Monte Sant’Elena il 27 Aprile 1980. Foto di Peter Lipman dal CVO Photo Archives, pubblico dominio

18 maggio 1980

Poco dopo le 8:30 del mattino una frattura lunga un chilometro e mezzo con direzione Est-Ovest si apre a Nord del cratere principale. La scossa sismica che ne segue provoca il distacco di una sezione del versante verso valle e la discesa per 14 chilometri di 2.5 chilometri cubi di materiale, pari al volume di un milione di piscine olimpioniche.

La colonna eruttiva del Monte Sant’Elena il 18 maggio 1980. Foto di Austin Post dello USGS, pubblico dominio

La parte di versante distaccatasi era quella che manteneva il sistema magmatico sottostante pressurizzato; con la rimozione del criptoduomo, l’acqua bollente presente nel sistema si trasforma in vapore dando inizio ad esplosioni idrotermali laterali dalla frattura lasciata esposta dal bulge. L’esplosione crea una colonna eruttiva alta 24 chilometri in meno di 15 minuti ed un flusso piroclastico che viaggia a 130 km/h per 8 km verso Nord. Il flusso abbatte alberi nel raggio di 10 km.

Alberi abbattuti dall’esplosione orizzontale del 18 maggio 1980. Due geologi dell’USGS in basso a destra fanno da scala. L’allineamento degli alberi indica la direzione dell’esplosione (da sinistra a destra). Foto di Lyn Topinka, scattata il 24 settembre 1980. Fonte USGS Cascade Volcano Observatory, pubblico dominio

Inoltre, il flusso piroclastico scioglie parte dei ghiacci sul versante dando origine a svariati lahars, fiumi di fango che si muovono velocemente verso valle. Il più distruttivo viaggia fino ad 80 km dal vulcano. I lahars distruggono 27 ponti ed quasi 200 abitazioni.

Il ponte St Helens sulla Highway State 54 dopo essere stato travolto da uno dei lahar il 18 maggio 1980. La struttura di acciaio è stata trascinata a valle per mezzo km ed è stata parzialmente sepolta dal fango. Foto di R.L. Schuster dello USGS, pubblico dominio

Le vittime dell’esplosione del 18 maggio 1980 sono 57. Gran parte della popolazione e dei turisti era stata evacuata precedentemente durante la fase. Per via della sua potenza esplosiva, l’eruzione è stata classificata come pliniana nella scala dei tipi di eruzioni.

L’evento eruttivo continua fino ad ottobre dell’anno successivo, caratterizzato da piccoli episodi esplosivi che producono colonne di cenere alte fino a 15 km e flussi piroclastici sul versante settentrionale ed i cui prodotti raggiungono aree metropolitane degli stati di Washington ed Oregon che non erano state interessate dall’eruzione del 18 maggio.

Monte Sant'Elena
Vista del Monte Sant’Elena dal Johnson Ridge prima e dopo l’eruzione del 18 maggio 1980. La linea tratteggiata rossa mostra il volume di roccia rimossa dall’esplosione. Foto di Harry Glicken, USGS/CVO e Gripso_banana_prune; grafica di Gryphonis, pubblico dominio

 

Monte Sant'Elena
Un geologo dell’USGS osserva il Monte Sant’Elena dal punto di osservazione Coldwater II il primo maggio 1980. Autore sconosciuto, foto USGS in pubblico dominio

Mercurio è un pianeta che vanta diversi primati.

Dal 2006, anno in cui Plutone è stato declassato a pianeta nano, Mercurio è diventato il pianeta più piccolo del sistema solare. I suoi 4878 km di diametro sono del diametro terrestre. Essendo poi il più interno, è anche il più veloce a ruotare attorno al Sole: Mercurio completa l’intera orbita in appena 88 giorni terrestri. Ha proprio le ali ai piedi, come si suol dire! Difatti, questa locuzione si riferisce ai sandali alati del dio Mercurio, il messaggero degli dei, e il simbolo astronomico del pianeta altro non è che una stilizzazione del caduceo, il bastone del dio.

La velocità orbitale di Mercurio, cioè la velocità di rotazione attorno al proprio asse, è, invece, molto bassa: impiega ben 58 giorni terrestri a compiere un giro completo su se stesso (giorno sidereo), ma tra un’alba e la successiva (giorno solare) passano ben 176 giorni terrestri. Per essere più precisi, Mercurio compie 3 rotazioni ogni due rivoluzioni; si dice che è in risonanza 3:2. Quindi, su Mercurio il Sole sorge in un dato anno e tramonta nel successivo!

L’orbita più eccentrica del sistema solare è la sua: il valore di 0.205 è ben 15 volte l’eccentricità dell’orbita del nostro pianeta. L’eccentricità misura quanto l’orbita è “schiacciata”. Un’eccentricità così elevata porta ad una grande differenza tra la distanza del punto dell’orbita più vicino al Sole (perielio) e di quello più lontano (afelio) del pianeta. Il primo dista circa 0.30 AU dalla nostra stella, mentre il secondo circa 0.46 AU. Per via di un’orbita parecchio eccentrica e della risonanza 3:2, su Mercurio potremmo assistere ad un fenomeno curioso: il Sole sorge, si innalza nel cielo, poi ecco che ritorna un poco indietro per proseguire, infine, la sua strada verso il tramonto.

Mercurio ha anche una spaventosa escursione termica tra giorno e notte: per via della rotazione quasi sincrona con il Sole e della totale mancanza di atmosfera, si passa da un minimo notturno di -180° C ad un massimo di oltre 420° C.

La precessione del perielio dell’orbita mercuriana ha il valore più elevato del sistema solare. Troppo elevato, secondo i calcoli della fisica classica. Per anni si è cercata una spiegazione, arrivando addirittura a ipotizzare la presenza di un pianeta ancora più piccolo e interno a Mercurio che fu battezzato Vulcano. Era il 1859. Bisogna aspettare il 1916 e la teoria della relatività generale di Einstein per risolvere l’enigma. Da allora il pianeta Vulcano esiste solo nella saga fantascientifica Star Trek.

Lo sapevate, inoltre che Mercurio ha anche la coda? Proprio come le comete! È l’unico pianeta in cui è stata individuata una sorta di coda cometaria che si forma per surface sputtering, un processo a cui concorre la vicinanza del Sole e la bassissima attrazione gravitazionale del piccolo pianeta.

Infine, l’ultimo record che indichiamo, è la presenza di un grosso nucleo (che occupa il 40% del volume dell’intero pianeta), che si suppone essere il più ferroso del sistema solare. La scoperta di un nucleo così massiccio si deve alla Mariner 10 della NASA, la prima missione spaziale a visitare Mercurio nel 1974, che scoprì un campo magnetico piuttosto intenso per le ridotte dimensioni del pianeta.

Il Polo Nord di Mercurio, coi crateri dove non arriva mai la luce solare. Foto NASA in pubblico dominio

Nel 2004 fu il turno di MESSENGER, sempre della NASA, che raggiunse Mercurio nel 2008. MESSENGER verificò la presenza di ghiaccio d’acqua ai poli, sul fondo di alcuni crateri in cui non arriva mai la luce solare.

La sonda rimase in orbita sino al 2011, terminando la missione con uno schianto sul pianeta che lasciò un piccolo cratere sulla superficie . Mercurio non se la prese troppo a male per il nuovo cratere, dato che era già pesantemente butterato dall’impatto dei meteoriti che via via sono caduti sul pianeta. I crateri più grandi prendono il nome di bacini. Tra questi, spicca il bacino Caloris, che con i suoi 1500 km di diametro potrebbe contenere tranquillamente tutta l’Italia.

Immagine di Mercurio dalla sonda MESSENGER (2008). Foto NASA/Johns Hopkins University Applied Physics Laboratory/Carnegie Institution of Washington NASA/JPL, ritoccata da jjron, in pubblico dominio

A fine 2018 è partita la missione ESA Bepi Colombo, nome scelto in onore del fisico padovano Giuseppe Colombo, il primo a trovare la risonanza 3:2 tra periodo orbitale e di rotazione. Quattro degli undici strumenti a bordo hanno principal investigator italiani. Bepi Colombo entrerà nell’orbita mercuriana tra 7 anni per scoprire nuove e interessanti caratteristiche di questo bizzarro pianeta.

Mercurio
Il cratere Abedin. Foto NASA/Johns Hopkins University Applied Physics Laboratory/Carnegie Institution of Washington, pubblico dominio

Video a cura di Inter Nos: Silvia Giomi e Marco Merico