En geofísica , una anomalía magnética es una variación local del campo magnético de la Tierra que resulta de variaciones en la química o el magnetismo de las rocas. El mapeo de la variación en un área es valioso para detectar estructuras ocultas por el material suprayacente. La variación magnética ( inversiones geomagnéticas ) en bandas sucesivas del fondo oceánico paralelas a las dorsales oceánicas fue una evidencia importante de la expansión del fondo marino , un concepto central para la teoría de la tectónica de placas .
Las anomalías magnéticas son generalmente una pequeña fracción del campo magnético. El campo total varía de 25.000 a 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 sí entre 15 y 60 m. Normalmente se utiliza un magnetómetro de precesión de protones y suele estar montado en un poste. Al elevar el magnetómetro se reduce la influencia de pequeños objetos ferrosos que fueron descartados 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 tren y vallas de alambre de púas. Si se pasa por alto algún contaminante de este tipo, 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 los estudios petroleros para proporcionar información preliminar para los 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 de entre cien metros y varios kilómetros. Estos se cruzan ocasionalmente con líneas de unión, perpendiculares al estudio 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 detrás en un cable. Los estudios aeromagnéticos tienen una resolución espacial menor 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 un barco, 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 que se utiliza 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, se lanzó Magsat y fue 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 magnetismo 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 involucra una "constelación" de tres satélites que se lanzaron en noviembre de 2013. [10] [11] [12]
Existen dos correcciones principales que son necesarias para las mediciones magnéticas. La primera es eliminar las variaciones a corto plazo en el campo de fuentes externas; por ejemplo, las variaciones temporales que incluyen variaciones diurnas que tienen un período de 24 horas y magnitudes de hasta 30 nT, probablemente de 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 a una estación base repetidamente 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 restar de ella el campo geomagnético principal. Para este fin se suele utilizar el Campo Geomagnético de Referencia Internacional , un modelo matemático a gran escala y promediado en el tiempo del campo de la Tierra basado en mediciones de satélites, observatorios magnéticos y otros estudios. [2] : 167
Algunas correcciones que son necesarias para las anomalías de gravedad 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 se necesita 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 :
En la tabla se dan algunas susceptibilidades.
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 del campo actual de la Tierra. Si hay una 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 denomina relación de Koenigsberger . [2] : 172–173 [13]
La interpretación de las anomalías magnéticas se realiza habitualmente mediante la comparación de los valores observados y modelados del campo magnético anómalo. Un algoritmo desarrollado por Talwani y Heirtzler (1964) (y elaborado posteriormente por Kravchinsky et al., 2019) trata tanto las magnetizaciones inducidas como las remanentes como vectores y permite la estimación teórica de la magnetización remanente a partir de las trayectorias de desplazamiento polar 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 que corren paralelas a cada dorsal. A menudo son simétricas respecto del eje de la dorsal. 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 termorremanente en la dirección del campo. Luego, la roca es arrastrada lejos de la dorsal 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 franjas es un fenómeno global y puede utilizarse para calcular la velocidad de expansión del fondo marino . [16] [17]
En la serie Odisea del espacio de Arthur C. Clarke , los extraterrestres dejan una serie de monolitos para que los humanos los encuentren. Uno cerca del cráter Tycho es encontrado por su campo magnético antinaturalmente poderoso y se lo llama Anomalía magnética Tycho 1 (TMA-1). [18] Uno que orbita Júpiter se llama TMA-2, y uno en la garganta de Olduvai se encuentra en 2513 y se lo llama retroactivamente TMA-0 porque fue encontrado por primera vez por humanos primitivos.
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