En geofísica , una anomalía magnética es una variación local del campo magnético terrestre resultante de variaciones en la química o el magnetismo de las rocas. El mapeo de la variación en un área es valioso para detectar estructuras oscurecidas por el material superpuesto. La variación magnética ( inversiones geomagnéticas ) en bandas sucesivas de fondo oceánico paralelas a las dorsales en medio del océano fue una prueba importante de la expansión del fondo marino , un concepto central en la teoría de la tectónica de placas .
Las anomalías magnéticas son generalmente una pequeña fracción del campo magnético. El campo total oscila entre 25.000 y 65.000 nanoteslas (nT). [1] Para medir anomalías, los magnetómetros necesitan una sensibilidad de 10 nT o menos. Hay tres tipos principales de magnetómetros que se utilizan para medir anomalías magnéticas: [2] : 162–164 [3] : 77–79
En los estudios terrestres, las mediciones se realizan en una serie de estaciones, normalmente separadas entre 15 y 60 m. Generalmente se utiliza un magnetómetro de precesión de protones y, a menudo, se monta en un poste. Al elevar el magnetómetro se reduce la influencia de pequeños objetos ferrosos que fueron desechados por los humanos. Para reducir aún más las señales no deseadas, los topógrafos no llevan objetos metálicos como llaves, cuchillos o brújulas, y se evitan objetos como vehículos de motor, vías de ferrocarril y alambradas de púas. Si se pasa por alto alguno de estos contaminantes, puede aparecer como un pico agudo en la anomalía, por lo que tales características se tratan con sospecha. La principal aplicación de los estudios terrestres es la búsqueda detallada de minerales. [2] : 163 [3] : 83–84
Los estudios magnéticos aerotransportados se utilizan a menudo en estudios petroleros para proporcionar información preliminar para estudios sísmicos. En algunos países como Canadá, las agencias gubernamentales han realizado estudios sistemáticos de grandes áreas. El estudio generalmente implica realizar una serie de recorridos paralelos a una altura constante y con intervalos que van desde cien metros hasta varios kilómetros. Estos están atravesados por líneas de unión ocasionales, perpendiculares al levantamiento principal, para verificar si hay errores. El avión es una fuente de magnetismo, por lo que los sensores se montan en un brazo (como en la figura) o se remolcan por un cable. Los estudios aeromagnéticos tienen una resolución espacial más baja que los estudios terrestres, pero esto puede ser una ventaja para un estudio regional de rocas más profundas. [2] : 166 [3] : 81–83
En los estudios a bordo de barcos, se remolca un magnetómetro unos cientos de metros detrás de un barco en un dispositivo llamado pez . El sensor se mantiene a una profundidad constante de unos 15 m. Por lo demás, el procedimiento es similar al utilizado en los estudios aeromagnéticos. [2] : 167 [3] : 83
El Sputnik 3 en 1958 fue la primera nave espacial en llevar un magnetómetro. [5] : 155 [6] En el otoño de 1979, Magsat fue lanzado y operado conjuntamente por la NASA y el USGS hasta la primavera de 1980. Tenía un magnetómetro escalar de vapor de cesio y un magnetómetro vectorial fluxgate. [7] CHAMP , un satélite alemán, realizó mediciones precisas de gravedad y magnéticas entre 2001 y 2010. [8] [9] Un satélite danés, Ørsted , fue lanzado en 1999 y todavía está en funcionamiento, mientras que la misión Swarm de la Agencia Espacial Europea La agencia involucra una "constelación" de tres satélites que se lanzaron en noviembre de 2013. [10] [11] [12]
Hay dos correcciones principales que se necesitan para las mediciones magnéticas. El primero es eliminar las variaciones de corto plazo en el campo provenientes de fuentes externas; ej., variaciones diurnas que tienen un período de 24 horas y magnitudes de hasta 30 nT, probablemente por la acción del viento solar sobre la ionosfera . [3] : 72 Además, las tormentas magnéticas pueden tener magnitudes máximas de 1000 nT y pueden durar varios días. Su contribución se puede medir regresando repetidamente a una estación base o teniendo otro magnetómetro que mida periódicamente el campo en una ubicación fija. [2] : 167
En segundo lugar, dado que la anomalía es la contribución local al campo magnético, se debe restarle el campo geomagnético principal. Para este fin se suele utilizar el Campo de Referencia Geomagnética Internacional . Se trata de un modelo matemático a gran escala, promediado en el tiempo, del campo de la Tierra basado en mediciones de satélites, observatorios magnéticos y otros estudios. [2] : 167
Algunas correcciones necesarias para las anomalías gravitacionales son menos importantes para las anomalías magnéticas. Por ejemplo, el gradiente vertical del campo magnético es de 0,03 nT/m o menos, por lo que generalmente no es necesaria una corrección de elevación. [2] : 167
La magnetización en la roca estudiada es la suma vectorial de la magnetización inducida y remanente :
La magnetización inducida de muchos minerales es el producto del campo magnético ambiental y su susceptibilidad magnética χ :
Algunas susceptibilidades se dan en la tabla.
Los minerales que son diamagnéticos o paramagnéticos sólo tienen una magnetización inducida. Los minerales ferromagnéticos como la magnetita también pueden tener una magnetización remanente o remanencia. Esta remanencia puede durar millones de años, por lo que puede estar en una dirección completamente diferente a la del campo terrestre actual. Si hay remanencia, es difícil separarla de la magnetización inducida a menos que se midan muestras de la roca. La relación de las magnitudes, Q = M r / M i , se llama relación de Koenigsberger . [2] : 172–173 [13]
La interpretación de las anomalías magnéticas generalmente se realiza haciendo coincidir los valores observados y modelados del campo magnético anómalo. Un algoritmo desarrollado por Talwani y Heirtzler (1964) (y elaborado más detalladamente por Kravchinsky, 2019) trata las magnetizaciones inducidas y remanentes como vectores y permite la estimación teórica de la magnetización remanente a partir de las trayectorias polares aparentes existentes para diferentes unidades tectónicas o continentes. [14] [15]
Los estudios magnéticos sobre los océanos han revelado un patrón característico de anomalías alrededor de las dorsales oceánicas. Implican una serie de anomalías positivas y negativas en la intensidad del campo magnético, formando franjas paralelas a cada cresta. A menudo son simétricos con respecto al eje de la cresta. Las franjas tienen generalmente decenas de kilómetros de ancho y las anomalías son de unos pocos cientos de nanoteslas. La fuente de estas anomalías es principalmente la magnetización permanente transportada por minerales de titanomagnetita en basalto y gabros . Se magnetizan cuando se forma la corteza oceánica en la dorsal. A medida que el magma sube a la superficie y se enfría, la roca adquiere una magnetización termoremanente en la dirección del campo. Luego la roca es arrastrada fuera de la cresta por los movimientos de las placas tectónicas . Cada pocos cientos de miles de años, la dirección del campo magnético se invierte . Por lo tanto, el patrón de rayas es un fenómeno global y puede usarse para calcular la velocidad de expansión del fondo marino . [16] [17]
En la serie Space Odyssey de Arthur C. Clarke , los extraterrestres dejan una serie de monolitos para que los humanos los encuentren. Uno cerca del cráter Tycho se encuentra debido a su campo magnético anormalmente poderoso y se llama Tycho Magnetic Anomaly 1 (TMA-1). [18] Uno que orbita alrededor de Júpiter se llama TMA-2, y otro en el desfiladero de Olduvai se encuentra en 2513 y se llama retroactivamente TMA-0 porque fue encontrado por primera vez por humanos primitivos.
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