En geofísica , una anomalía magnética es una variación local en el campo magnético de la Tierra resultante de variaciones en la química o el magnetismo de las rocas. El mapeo de la variación sobre un área es valioso para detectar estructuras oscurecidas por material superpuesto. La variación magnética ( inversiones geomagnéticas ) en bandas sucesivas de fondo oceánico paralelas a las dorsales oceánicas fue una evidencia importante de la expansión del fondo marino , un concepto fundamental para 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 magnetómetro que se utilizan para medir anomalías magnéticas: [2] : 162-164 [3] : 77-79
En los levantamientos terrestres, las mediciones se realizan en una serie de estaciones, normalmente con una separación de 15 a 60 m. Por lo general, se usa un magnetómetro de precesión de protones y, a menudo, se monta en un poste. La elevación del magnetómetro reduce la influencia de pequeños objetos ferrosos que fueron desechados por 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 férreas y cercas 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 levantamientos terrestres es la búsqueda detallada de minerales. [2] : 163 [3] : 83–84
Los levantamientos magnéticos aéreos se utilizan a menudo en levantamientos petroleros para proporcionar información preliminar para levantamientos sísmicos. En algunos países, como Canadá, las agencias gubernamentales han realizado estudios sistemáticos de grandes áreas. El levantamiento generalmente implica realizar una serie de recorridos paralelos a una altura constante y con intervalos de entre cien metros y varios kilómetros. Estos están cruzados 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 con un cable. Los levantamientos aeromagnéticos tienen una resolución espacial más baja que los levantamientos terrestres, pero esto puede ser una ventaja para un levantamiento regional de rocas más profundas. [2] : 166 [3] : 81–83
En los estudios realizados en 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
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 de vector fluxgate. [7] CHAMP , un satélite alemán, realizó mediciones precisas de gravedad y magnetismo de 2001 a 2010. [8] [9] Un satélite danés, Ørsted , fue lanzado en 1999 y todavía está en funcionamiento, mientras que la misión Swarm del Espacio Europeo Agenciaimplica 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 a corto plazo en el campo de fuentes externas; por ejemplo, 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 volviendo 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 el campo geomagnético principal. El campo de referencia geomagnético internacional se utiliza generalmente para este propósito. Este es 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 0.03 nT / mo menos, por lo que generalmente no se necesita una corrección de elevación. [2] : 167
Escribe | Susceptibilidad ( SI) |
---|---|
Sedimentario | |
Calizas | 0-3 |
Areniscas | 0-20 |
Lutitas | 0.01-15 |
Ígneo | |
Basalto | 0,2-175 |
Gabro | 1-90 |
Granito | 0-50 |
Riolita | 0,2-35 |
Metamórfico | |
Gneis | 0,1-25 |
Serpentina | 3-17 |
Pizarra | 0-35 |
Minerales | |
Grafito | 0,1 |
Cuarzo | -0,01 |
Carbón | 0,02 |
Arcillas | 0,2 |
Pirrotita | 1-6000 |
Magnetita | 1200-19200 |
La magnetización en la roca estudiada es la suma vectorial de 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 diamagnéticos o paramagnéticos solo tienen una magnetización inducida. Los minerales ferromagnéticos como la magnetita también pueden tener una magnetización o remanencia remanente. 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 razón de las magnitudes, Q = M r / M i , se llama razón de Koenigsberger . [2] : 172-173 [13]
La interpretación de las anomalías magnéticas generalmente se realiza comparando los valores observados y modelados del campo magnético anómalo. Un algoritmo desarrollado por Talwani y Heirtzler (1964) (y más elaborado por Kravchinsky, 2019) trata las magnetizaciones inducidas y remanentes como vectores y permite la estimación teórica de la magnetización remanente a partir de las rutas de desvío polar aparente 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 tienen unos 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 cresta. A medida que el magma sube a la superficie y se enfría, la roca adquiere una magnetización termorremanente.en dirección al campo. Luego, la roca se aleja 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 se puede utilizar 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 por su campo magnético anormalmente poderoso y se llama Tycho Magnetic Anomaly 1 (TMA-1). [18] Un Júpiter en órbita se llama TMA-2, y uno en la Garganta de Olduvai se encuentra en 2513 y se llama retroactivamente TMA-0 porque fue encontrado por primera vez por humanos primitivos.