anomalía magnética

En los estudios terrestres, las mediciones se realizan en una serie de estaciones, generalmente  separadas entre 15 y 60 m. Habitualmente se utiliza un magnetómetro de precesión de protones, que suele montarse en un poste. Elevar el magnetómetro reduce la influencia de pequeños objetos ferrosos desechados por el usuario. Para minimizar aún más las señales no deseadas, los topógrafos no llevan objetos metálicos como llaves, cuchillos o brújulas, y evitan objetos como vehículos, vías férreas y cercas de alambre de púas. Si se pasa por alto algún contaminante de este tipo, puede manifestarse como un pico pronunciado en la anomalía, por lo que se consideran sospechosos. La principal aplicación de los estudios terrestres es la búsqueda detallada de minerales. ^{[ 2 ] : 163 [ 3 ] : 83–84}

Los estudios magnéticos aerotransportados se utilizan frecuentemente en prospecciones petrolíferas para proporcionar información preliminar para estudios sísmicos. En algunos países, como Canadá , las agencias gubernamentales han realizado estudios sistemáticos de grandes áreas. El estudio generalmente consiste en trazar una serie de líneas de vuelo paralelas a una altura constante y con intervalos que varían desde unos pocos cientos de metros hasta varios kilómetros. Estas líneas se cruzan ocasionalmente con líneas de enlace, perpendiculares al estudio principal, para verificar posibles errores. El sensor magnético se encuentra dentro del campo magnético de la aeronave , el cual puede reducirse separándolo de la aeronave mediante una pluma no magnética o remolcándolo con 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 realizados desde buques, se remolca un magnetómetro a unos cientos de metros detrás del 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}

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 de puerta de flujo. ^{[ 7 ]} CHAMP , un satélite alemán, realizó mediciones precisas de gravedad y magnetismo desde 2001 hasta 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 fueron lanzados en noviembre de 2013. ^{[ 10 ] [ 11 ] [ 12 ]}

La magnetización en la roca estudiada es la suma vectorial de la magnetización inducida y la magnetización remanente :

${\displaystyle \mathbf {M} =\mathbf {M} _{\text{i}}+\mathbf {M} _{\text{r}}.}$

La magnetización inducida de muchos minerales es el producto del campo magnético ambiental y su susceptibilidad magnética χ :

${\displaystyle \mathbf {M} _{\text{i}}=\chi \mathbf {H} .}$

Algunas susceptibilidades se muestran en la tabla.

Los minerales diamagnéticos o paramagnéticos solo presentan magnetización inducida. Los minerales ferromagnéticos, como la magnetita, también pueden presentar magnetización remanente o remanencia. Esta remanencia puede durar millones de años, por lo que puede tener una dirección completamente diferente a la del campo terrestre actual. Si existe remanencia, es difícil separarla de la magnetización inducida a menos que se analicen muestras de la roca. La relación entre 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 comparando los valores observados y modelados del campo magnético anómalo. Un algoritmo desarrollado por Talwani y Heirtzler (1964) (y posteriormente perfeccionado por Kravchinsky et al., 2019) trata tanto la magnetización inducida como la remanente como vectores y permite la estimación teórica de la magnetización remanente a partir de las trayectorias de deriva 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. Estas consisten en una serie de anomalías positivas y negativas en la intensidad del campo magnético, que forman franjas paralelas a cada dorsal. Suelen ser simétricas respecto al eje de la dorsal. Generalmente, las franjas tienen decenas de kilómetros de ancho y las anomalías son de unos pocos cientos de nanoteslas. El origen de estas anomalías es principalmente la magnetización permanente que transportan los minerales de titanomagnetita en el basalto y los gabros . Estos se magnetizan cuando se forma la corteza oceánica en la dorsal. A medida que el magma asciende a la superficie y se enfría, la roca adquiere una magnetización termorremanente en la dirección del campo. Posteriormente, la roca es transportada 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 oceánico . ^{[ 16 ] [ 17 ]}