El campo magnético de la tierra
Las anomalías magnéticas causadas por las rocas son efectos localizados superpuestos al campo magnético de la Tierra (campo geomagnético).
En consecuencia, el conocimiento del comportamiento del campo magnético terrestre es necesario tanto en la reducción (corrección) de los datos magnéticos a un dato adecuado como en la interpretación de las anomalías magnéticas resultantes, en los métodos geofísicos de prospección y sobretodo en el método magnético.
El campo magnético de la tierra es geométricamente más complejo que el campo de gravedad de la Tierra y muestra una variación irregular tanto en la orientación como en la magnitud con la latitud, la longitud y el tiempo.
En cualquier punto de la superficie de la Tierra, una aguja magnética suspendida libremente asumirá una posición en el espacio en la dirección del campo geomagnético ambiental.
Esto generalmente estará en ángulo con el norte vertical y geográfico.
Para describir el vector del campo magnético terrestre, se utilizan descriptores conocidos como elementos geomagnéticos (Fig. 1).
El vector de campo total B tiene una componente vertical Z y una componente horizontal H en la dirección del norte magnético.
La inclinación de B es la inclinación I del campo y el ángulo horizontal entre el norte geográfico y magnético es la declinación D. B varía en resistencia de aproximadamente 25 000 nT en regiones ecuatoriales a aproximadamente 70 000 nT en los polos.
En el hemisferio norte, el campo magnético generalmente desciende hacia el norte y se vuelve vertical en el polo magnético norte (Fig. 2).
En el hemisferio sur, la caída es generalmente hacia el norte. La línea de inclinación cero se aproxima al ecuador geográfico, y se conoce como el ecuador magnético.
Alrededor del 90% del campo magnético de la Tierra puede representarse por el campo de un dipolo magnético teórico en el centro de la Tierra, inclinado aproximadamente 11.5 ° con respecto al eje de rotación.
El momento magnético de este dipolo geocéntrico ficticio se puede calcular a partir del campo observado.
Si este campo dipolo se resta del campo magnético observado, el campo residual se puede aproximar por los efectos de un segundo dipolo más pequeño.
El proceso puede continuarse ajustando dipolos de momento cada vez menor hasta que se simule el campo geomagnético observado.
Cualquier grado de precisión requerido. Los efectos de cada dipolo ficticio contribuyen a una función conocida como armónica y la técnica de aproximaciones sucesivas del campo observado se conoce como análisis armónico esférico, el equivalente del análisis de Fourier en coordenadas polares esféricas.
El método se ha utilizado para calcular la fórmula del Campo de referencia geomagnético internacional (IGRF), que define el campo magnético teórico no perturbado en cualquier punto de la superficie de la Tierra.
En el método magnético, el IGRF se utiliza para eliminar de los datos magnéticos las variaciones magnéticas atribuibles a este campo teórico.
La fórmula es considerablemente más compleja que la Fórmula de gravedad equivalente utilizada para la corrección de latitud , ya que se emplea una gran cantidad de armónicos (Barraclough y Malin 1971, Peddie 1983).
¿Cómo se genera el campo magnético de la tierra?
El campo geomagnético no puede, de hecho, resultar del magnetismo permanente en el interior profundo de la Tierra.
Los momentos magnéticos dipolares requeridos son mucho mayores de lo que se considera realista y las altas temperaturas prevalecientes están muy por encima de la temperatura de Curie de cualquier material magnético conocido.
La causa del campo geomagnético se atribuye a una acción dinamo producida por la circulación de partículas cargadas en células convectivas acopladas dentro del fluido, parte del núcleo de la Tierra.
Se cree que el intercambio de dominancia entre dichas células produce los cambios periódicos en la polaridad del geomagnético revelado por los estudios paleomagnéticos.
Los patrones de circulación dentro del núcleo no son fijos y cambian lentamente con el tiempo.
Esto se refleja en un cambio lento, progresivo y temporal en todos los elementos geomagnéticos conocidos como variación secular.
Dicha variación es predecible y un ejemplo bien conocido es la rotación gradual del polo magnético norte alrededor del polo geográfico.
Los efectos magnéticos de origen externo hacen que el campo geomagnético varíe diariamente para producir variaciones diurnas.
En condiciones normales (Q o días tranquilos), la variación diurna es suave y regular y tiene una amplitud de alrededor de 20–80nT, siendo máxima en las regiones polares.
Dicha variación resulta del campo magnético inducido por el flujo de partículas cargadas dentro de la ionosfera hacia los polos magnéticos, ya que tanto los patrones de circulación como las variaciones diurnas varían en simpatía con los efectos de las mareas del Sol y la Luna.
Algunos días (D o días perturbados) se distinguen por variaciones diurnas mucho menos regulares e involucran grandes perturbaciones a corto plazo en el campo geomagnético, con amplitudes de hasta 1000 nT, conocidas como tormentas magnéticas.
Dichos días generalmente se asocian con una actividad solar intensa y son el resultado de la llegada a la ionosfera de partículas solares cargadas.
Las inspecciones magnéticas deben interrumpirse durante tales tormentas debido a la imposibilidad de corregir los datos recopilados para los cambios rápidos y de gran amplitud en el campo magnético.
Soy ingeniero geólogo con experiencia y conocimiento en el área de exploración minera, hidrocarburos, evaluación de depósitos minerales metálicos y no metálicos, exploración de piedras preciosas y de metales preciosos, procesamiento de datos geológicos en software especializado y métodos de explotación de recursos naturales.
Además, tengo conocimiento en geología aplicada a la ingeniería geológica, donde se incluye el estudio de suelos, rocas y agua para la construcción de obras de ingeniería civil.
