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Prospección Magnetométrica.

MAGNETOMETRÍA.

 

El campo magnético terrestre, cuyo origen reside en el núcleo, es modificado por cambiantes componentes externas a la masa sólida del planeta, pero también existe una componente muy menor de la corteza, que puede ser significativa a una escala relativamente local.

La prospección magnetométrica se basa en evaluar esa desigual distribución de fuerzas magnéticas dentro de la corteza terrestre. El contenido alto en minerales de hierro produce anomalías positivas y su defecto anomalías negativas. Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en el terreno se explican con variaciones en las propiedades físicas de las rocas como la susceptibilidad magnética y/o la imantación remanente de las rocas. Estas propiedades físicas sólo existen a temperaturas debajo de la Temperatura de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalías magnéticas pueden hallarse hasta una profundidad máxima de 30 a 40 km, dependiendo del gradiente geotérmico, esto es esencialmente, como quedó dicho, dentro de la corteza terrestre.

La magnetita o piedra imán fue conocida desde la antigüedad, especialmente en China (desde 2,6 milenios antes de nuestra era) y también en Egipto. Los griegos la llamaron magnetita por ser común en la región de Magnesia. Como sabemos, la brújula fue inventada en China cerca del año 100. Árabes y Persas la utilizaban en el siglo XI para navegación y llegó a Europa en el siglo XIII.

Un militar francés, Pierre de Maricourt fue el primero en emplearla para hacer un carteo de un yacimiento de magnetita -o es al menos el testimonio más antiguo del que disponemos-, un trabajo autodidacta en el norte de Italia que no fue utilizado luego.

El alemán Georg Hartmann en1510 estudió la declinación y en 1544 la inclinación magnética, variables con las coordenadas.

El británico Williams Gilbert en 1600 publicó "De Magnete" donde definió el campo magnético como un imán orientado con el eje terrestre. En 1635, también en Gran Bretaña, Henry Gellibrand observó su variación con el paso de los años.

La primera balanza para medir fuerzas magnéticas se debe al británico John Mitchell (1750) que observó su variación con la inversa del cuadrado de la distancia. Por lo que el francés Charles Coulomb, que venía estudiando fuerzas eléctricas, aplicó la misma ecuación general para el campo magnético. Su ley de 1784 expresa en magnetismo que:

 

El danés Hans Oersted documentó en 1819 la desviación de una aguja magnética por una corriente eléctrica y el británico Michael Faraday observó en 1831 (al igual que el alemán H. Lenz) que el movimiento de un imán cerca de un cable induce una corriente eléctrica.

Karl Gauss concluyó en 1838 en Alemania que el campo principal definido por Gilbert tiene su origen en el interior de la Tierra.

La unificación de los campos magnético y eléctrico se debe al británico James Maxwell en 1861, con cuatro ecuaciones que incluyen las leyes de Gauss, Ampère y Faraday.

 

Unidades de la intensidad magnética:

 

COMPORTAMIENTO MAGNÉTICO DE LA MATERIA.

Susceptibilidad Magnética k: al someter una sustancia a un campo magnético H, ésta se magnetiza. Adquiere intensidad de imantación M proporcional al campo exterior aplicado.

Se tiene por lo tanto: M = k .H (donde la constante de proporcionalidad k es la susc. magn.) y además: M = m /volumen = p /área (donde m es el momento magnético = p. longitud)

La medición de k se realiza en laboratorio mediante un puente de inductancia o una balanza magnética, o bien multiplicando el porcentaje de magnetita u otros minerales magnéticos presentes en la roca por la susceptibilidad de éstos, obtenida de tablas.

La utilidad práctica de su medición radica en la diferenciación entre rocas sedimentarias (k baja) e ígneas y metamórficas del basamento (k altas).

Fenómenos magnéticos en la materia sometida a un campo exterior: hay que considerar que la materia esta formada por cargas eléctricas en movimiento 

-Diamagnetismo: consiste en la variación del momento magnético de los átomos, el cual se opone levemente a un campo magnético exterior, se produce debido a la simetría de los átomos causada por la alineación de momentos magnéticos asociados a electrones orbitales en presencia de un campo magnético externo, la cual hace que el momento magnético del átomo sea pequeño y negativo. Este fenómeno es independiente de la temperatura. El valor que adopta k es negativo.

Ejemplos son grafito, halita, anhidrita, cuarzo, feldespato, petróleos, agua, Ag, Au, Cu, Bi, Sb, etc.

Paramagnetismo: debido a una simetría deficiente de los orbitales de los átomos se produce un momento magnético del átomo no nulo (en los elementos que tienen un número impar de electrones en las capas electrónicas externas) y en presencia de un campo exterior se ordenan de manera que refuerzan la acción de éste. Depende de la agitación térmica de las moléculas. El valor de k es levemente positivo.

Ejemplos son blenda, galena, pirita, limonita, olivino, granate, piroxenos, anfíboles, biotita, Pt, Al, Ti, Ir, etc.

 

 

-Ferromagnetismo: se presenta sólo en el estado sólido, las fuerzas interatómicas producen un paralelismo de los momentos de los átomos próximos (recintos o dominios de Weiss). En presencia de un campo exterior se ordenan de forma similar al paramagnetismo, pero a nivel de recintos y con mucha mayor intensidad.

El valor de k es altamente positivo. Caso de los metales nativos como el hierro, níquel y cobalto, presentes en meteoritos.

-Ferrimagnetismo: se producen dos series de momentos atómicos, paralelos y antiparalelos, pero dominan los primeros. Se da en la magnetita, pirrotina, ilmenita, titanomagnetita, cromita, etc. La respuesta magnética disminuye con el incremento de temperatura hasta casi cero a la llamada Temperatura de Curie, que es de 580º para la magnetita, desde donde sólo se comporta paramagnéticamente, fenómeno que también sucede en los minerales ferromagnéticos. El valor de k es altamente positivo. 

Por ejemplo, tomando en unidades cgs, es de 300.000 a 700.000 para la magnetita, de cerca de 130.000 para la ilmenita y la pirrotina y mucho menor para otros minerales. (por ejemplo, 10.000 la cromita), variando según el valor de H.

-Antiferromagnetismo: como en el caso anterior, pero las dos series de momentos son del mismo orden y se cancelan mutuamente, dando respuesta prácticamente nula. El valor de k es cero. Ejemplos son la hematita, óxidos de manganeso, de cobalto, de níquel, de hierro, etc.

 

 

-Ciclo de Histéresis y Remanencia Magnética: El ciclo de histéresis muestra el comportamiento real de una sustancia magnética que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cíclicas.

Se produce sólo en los materiales ferro o ferrimagnéticos, cuyo comportamiento se aleja de la simple relación lineal .llegándose a un máximo de respuesta B del material ferromagnético cuando se aplica un campo magnético creciente H, nivel de saturación, y desmagnetizándose, al ir reduciendo el campo aplicado, más gradualmente que cuando se magnetizó, para quedar al final un valor remanente de respuesta magnética del material. Es la base de los estudios paleo y arqueomagnéticos o de Magnetismo Remanente, donde el campo inductor es el campo geomagnético de la Tierra y cuando éste cambia, una parte del campo inducido en la roca no cambia sino que permanece fijo en una dirección, documentando así la orientación del campo magnético terrestre en el momento en que se formó la roca.

COMPONENTES DEL CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE.

Como se dijo, éste se compone de un campo interno más otro externo, a saber:

Campo Interno (97% del total).

Campo geomagnético principal: originado por la rotación del núcleo externo de la Tierra, de composición metálica, con grandes cargas eléctricas y comportamiento fluido, donde además ocurren corrientes convectivas que transportan calor. El inglés Sir Joseph Larmor en 1919 recurrió al modelo electromagnético de la dínamo-disco de Faraday autoinducida.

En la figura puede verse como la corriente (i) que circula en el circuito, genera un campo magnético inducido (B). Éste decrece con el tiempo, lo mismo que la corriente, debido a la resistencia del conductor. No obstante, el campo magnético variable que atraviesa el disco giratorio induce una corriente en el mismo. La corriente inducida refuerza la corriente inicial y por lo tanto al campo B, y este proceso se repite en un ciclo continuo, dando origen a la dínamo autoinducida.

Este modelo general fue ajustado por el estadounidense Walter Elsasser y otros desde 1940 para dar cuenta de la complejidad convectiva del núcleo externo. 

Campo cortical: sólo perceptible a nivel local o regional, pero prácticamente despreciable a escala de la Tierra. Se debe a los minerales magnéticos de la corteza terrestre y las
anomalías que presenta nos permite inferir la desigual repartición de los materiales. Es de mucho menor magnitud que el anterior pero detectable dada su cercanía a la superficie, y es el objetivo concreto de la prospección magnetométrica.

 

Campo Externo (3% del total).

Está debido a corrientes inducidas en la ionosfera por la actividad solar, al desplazarse ésta respecto del campo terrestre. El desplazamiento se debe a movimientos convectivos (calentamiento diurno solar y mareas atmosféricas) además de la propia rotación terrestre, el movimiento orbital y las variaciones temporales de la actividad magnética de la estrella.

El campo externo es asimétrico por presión del viento solar, con una cola en dirección opuesta al sol y dejando dos regiones anulares superpuestas cargadas de partículas frente al ecuador magnético (a distancias de unos 1000 a 5000 km y de 25000 a 50000 km), llamados cinturones de radiación de (James) Van Allen (estadounidense que los descubrió en 1959). Son mayormente electrones y protones derivados de neutrones provenientes del Sol, que se desintegran al acercarse al campo magnético terrestre.

 

 

Modelo del Dipolo Geomagnético:

El campo geomagnético se describe en una primera aproximación por un dipolo magnético ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado unos 11º con respecto al eje de rotación de la tierra (como se sabe a su vez 23,5º respecto al plano de la órbita o eclíptica), difiriendo entonces las coordenadas de los polos magnéticos y de rotación.

El dipolo está dirigido hacia el Sur, es negativo en el hemisferio norte y positivo en el sur. El Polo Norte Magnético se sitúa a unos 2000 km del polo norte geográfico, en el archipiélago de Baffin (Canadá), en tanto que el Polo Sur Magnético está a 2000 km del polo sur geográfico, en la tierra de Jorge V (sector antártico australiano).

Como consecuencia de esto, tenemos un ángulo entre el norte geográfico y el magnético llamado declinación, que resulta de la proyección a la horizontal del vector de inclinación magnética, el cual sigue las líneas de fuerza del campo. Podemos además medir la intensidad de este campo sea total F o sus componentes H y Z:

 

 

Pueden definirse dos polos geomagnéticos, que resultan de la proyección hacia la superficie del eje del dipolo principal, pero los verdaderos polos magnéticos difieren en su ubicación, como se ve en la siguiente figura. Esto se debe a que el campo geomagnético principal es complejo, puede aproximarse con un único dipolo pero, de hecho, es la suma de innumerables dipolos de distinta magnitud, producto de la compleja dinámica convectiva del núcleo externo.

 

Debido a esto se pueden separar, por un lado, las componentes geomagnéticas de este dipolo principal, que podría ser considerado como un campo regional global, y, por otro, las componentes llamadas no-dipolares o multi-dipolares (en referencia al citado dipolo dominante) que generan una especie de campo residual global (que representa un 20% del campo geomagnético principal) debido a la presencia de esos otros dipolos que todavía no se conocen con precisión.

Además, como se dijo antes, existen cambios temporales, aunque no lineales. La figura de arriba muestra una gráfica de variación de la declinación en una localidad en particular (Londres).

Abajo pueden verse los mapamundi de declinación (expresado en isógonas, curvas que unen puntos de igual declinación magnética), de inclinación (curvas isóclinas), de intensidad total del campo (isodínamas), de variación anual de la intensidad magnética (isodeltas), así como de la intensidad de la componente no-dipolar del campo geomagnético.

 

 

 

 

Ahora bien, algunos siglos de registro han permitido caracterizar las llamadas Variaciones Seculares. Así, se ha verificado una migración hacia el oeste del campo geomagnético dipolar o principal del orden de 0,14º longitud/año hasta principios del siglo XIX y de 0,05º longitud/año en las dos últimas centurias, que se presume relacionado con un leve retraso en la rotación del núcleo respecto al manto terrestre. También ocurre esto con el campo no-dipolar, aceptablemente medido sólo para el siglo XX, cuando promedió los 0,18º longitud/año de corrimiento al oeste, con regiones de valores bastante distintos, diferencias que pueden deberse a la complejidad de los procesos del núcleo externo. Pero además la intensidad del campo dipolar disminuyó una media de 0,03%/año hasta principios del siglo XX y de casi 0,06%/año desde entonces. Por su parte, el campo no-dipolar registra algunas regiones del planeta con descenso y otras con aumento de la intensidad magnética. Esta media descendente llevaría a la anulación del campo en un período del orden de los 3000 años, algo sobre lo que no hay certezas.

 

Arqueomagnetismo:

Teniendo en cuenta las variaciones seculares, podemos hacer una extrapolación hacia el pasado a partir de la medición del campo magnético preservado por materiales ferromagnéticos que experimentan el proceso de histéresis, que será explicado luego, que genera la llamada remanencia magnética. Su correlación con otras herramientas de datación (información histórica, geocronología, etc.) han permitido crear un valioso instrumento para datar eventos arqueológicos con razonable precisión (por ejemplo del orden de los veinte años para hechos ocurridos hace dos milenios). Fondos de hogares y hornos de ceramistas son típicos testimonios arqueomagnéticos.