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.