Geofísica

Dentro de esta denominación genérica encontramos, como en el caso de la geología, toda

una gama de técnicas muy diversas, tanto en coste como en aplicabilidad a cada caso

concreto. La base es siempre la misma: intentar localizar rocas o minerales que presenten

una propiedad física que contraste con la de los minerales o rocas englobantes. Igual que

para localizar una aguja en un pajar un imán es una herramienta de gran utilidad, éste

mismo imán no nos servirá de nada si lo que hemos perdido entre la paja es una mina de

lapicero de 0.5 mm.

Así, las diversas técnica aplicables y su campo de aplicación puede ser el siguiente:

Métodos eléctricos: Se basan en el estudio de la conductividad (o su inverso,

la resistividad) del terreno, mediante dispositivos relativamente simples: un

sistema de introducción de corriente al terreno, y otro de medida de la

resistividad/conductividad. Se utilizan para identificar materiales de

diferentes conductividades: por ejemplo, los sulfuros suelen ser muy

conductores, al igual que el grafito. También se utilizan mucho para la

investigación de agua, debido a que las rocas que contienen agua se hacen

algo más conductoras que las que no la contienen, siempre y cuando el agua

tenga una cierta salinidad que la haga a su vez conductora.

Métodos electromagnéticos: Tiene su base en el estudio de otras propiedades

eléctricas o electromagnéticas del terreno. El más utilizado es el método de

la Polarización Inducida, que consiste en mediar la cargabilidad del terreno:

se introduce una corriente eléctrica de alto voltaje en el terreno y al

interrumpirse ésta se estudia cómo queda cargado el terreno, y cómo se

produce el proceso de descarga eléctrica. Muy utilizado para prospección de

sulfuros, ya que son los que presentan mayores cargabilidades. Otras

técnicas: polarización espontánea, métodos magnetotelúricos, etc.

Métodos magnéticos: Basados en la medida del campo magnético sobre el

terreno. Este campo magnético como sabemos es función del campo

magnético terrestre, pero puede verse afectado por las rocas existentes en un

punto determinado, sobre todo si existen en la misma minerales

ferromagnéticos, como la magnetita o la pirrotina. Estos minerales producen

una alteración del campo magnético local que es detectable mediante los

denominados magnetómetros.

Métodos gravimétricos: se basan en la medida del campo gravitatorio

terrestre, que al igual que en el caso anterior, puede estar modificado de sus

valores normales por la presencia de rocas específicas, en este caso de

densidad distinta a la normal. El gravímetro es el instrumento que se emplea

para detectar estas variaciones, que por su pequeña entidad y por la

influencia que presentan las variaciones topográficas requieren correcciones

muy detalladas, y por tanto, también muy costosas. Esta técnica ha sido

utilizada con gran efectividad en la detección de cuerpos de sulfuros

masivos en la Faja Pirítica Ibérica.

Métodos radiométricos: se basan en la detección de radioactividad emitida

por el terreno, y se utilizan fundamentalmente para la prospección de

yacimientos de uranio, aunque excepcionalmente se pueden utilizar como

método indirecto para otros elementos o rocas. Esta radioactividad emitida

por el terreno se puede medir o bien sobre el propio terreno, o bien desde el

aire, desde aviones o helicópteros. Los instrumentos de medida más usuales

son básicamente de dos tipos: Escintilómetros (también llamados contadores

de centelleo) o contadores Geiger. No obstante, estos instrumentos solo

mide radioactividad total, sin discriminar la longitud de onda de la radiación

emitida. Más útiles son los sensores capaces de discriminar las distintas

longitudes de onda, porque éstas son características de cada elemento, lo que

permite discriminar el elemento causante de la radioactividad.

Sísmica: La transmisión de las ondas sísmicas por el terreno está sujeta a una

serie de postulados en los que intervienen parámetros relacionados con la

naturaleza de las rocas que atraviesan. De esta forma, si causamos pequeños

movimientos sísmicos, mediante explosiones o caída de objetos pesados y

analizamos la distribución de las ondas sísmicas hasta puntos de medida

estratégicamente situados, al igual que se hace con las ondas sonoras en las

ecografías, podemos establecer conclusiones sobre la naturaleza de las rocas

del subsuelo. Se diferencian dos grandes técnicas diferentes: la sísmica de

reflexión y la de refracción, que analizan cada uno de estos aspectos de la

transmisión de las ondas sísmicas. Es una de las técnicas más caras, por lo

que solo se utiliza para investigación de recursos de alto coste, como el

petróleo.

En definitiva, la geofísica dispone de toda una gama de herramientas distintas de gran

utilidad, pero que hay que saber aplicar a cada caso concreto en función de dos parámetros:

su coste, que debe ser proporcional al valor del objeto de la exploración, y la viabilidad

técnica, que debe considerarse a la luz del análisis preliminar de las características físicas

de este mismo objeto.

Calicatas

A menudo, tras la aplicación de las técnicas anteriores seguimos teniendo dudas razonadas

sobre si lo que estamos investigando es o no algo con interés minero. Por ejemplo,

podemos tener una anomalía geoquímica de plomo y una anomalía de geofísica eléctrica,

pero ¿será una mineralización de galena o una tubería antigua enterrada? En estos casos,

para verificar a bajo coste nuestras interpretaciones sobre alineaciones de posible interés

minero se pueden hacer zanjas en el terreno mediante pala retroexcavadora, que permitan

visualizar las rocas situadas justo debajo del suelo analizado o reconocido. Además, estas

calicatas permitirán obtener muestras más representativas de lo que exista en el subsuelo,

aunque no hay que olvidar que por su pequeña profundidad de trabajo (1-3 metros, a lo

sumo) siguen sin ser comparables a lo que pueda existir por debajo del nivel de alteración

meteórica, dado que, como vimos en el apartado correspondiente, precisamente las

mineralizaciones suelen favorecer la alteración supergénica.

Sondeos mecánicos

Los sondeos son una herramienta vital la investigación minera, que nos permite confirmar o

desmentir nuestras interpretaciones, ya que esta técnica permite obtener muestras del

subsuelo a profundidades variables. Su principal problema deriva de su representatividad,

pues no hay que olvidar que estas muestras constituyen, en el mejor de los casos (sondeos

con recuperación de testigo continuo) un cilindro de roca de algunos centímetros de

diámetro, que puede no haberse recuperado completamente (ha podido haber pérdidas

durante la perforación o la extracción), y que puede haber cortado la mineralización en un

punto excepcionalmente pobre o excepcionalmente rico. No obstante, son la información

más valiosa de que se dispone sobre la mineralización mientras no se llegue hasta ella

mediante labores mineras.

Los sondeos mecánicos son un mundo muy complejo, en el que existe toda una gama de

posibilidades, tanto en cuanto al método de perforación (percusión, rotación,

rotopercusión), como en lo que se refiere al diámetro de trabajo (desde diámetros métricos

a milimétricos), en cuanto al rango de profundidades alcanzables (que puede llegar a ser de

miles de metros en los sondeos petrolíferos), en cuanto al sistema de extracción del material

cortado (recuperación de testigo continuo, arrastre por el agua de perforación, o por aire

comprimido). Todo ello hace que la realización de sondeos mecánicos sea una etapa

especialmente importante dentro del proceso de investigación minera, y requiera la toma de

decisiones más detallada y problemática.

Interpretación de resultados

A la vista de los hasta ahora expuesto, el proceso de exploración minera consiste en una

toma de datos continua que hay que ir interpretando sobre la marcha, de forma que cada

decisión que se tome de seguir o no con las etapas siguientes esté fundamentada en unos

datos que apoyan o no a nuestra interpretación preliminar.

De esta forma, cada etapa de la investigación que desarrollamos debe ir encaminada

precisamente a apoyar o desmentir las interpretaciones preliminares, mediante nuevos datos

que supongan una mejora de la interpretación, pero sin buscar sistemáticamente la

confirmación a toda costa de nuestra idea: la cabezonería puede ser muy costosa para la

compañía, aunque sin ella a menudo no habría investigación minera.

5. Método magnético

5.1 Fundamentos teóricos

5.2 Magnetómetros y otros métodos de medición

5.3 Reducción e interpretación de los datos

5.1 Fundamentos teóricos

Historia \ Aplicaciones \ Alcance \ Modelo de un dipolo magnético \ Las coordenadas geomagnéticas \ Componentes del campo geomagnético \

Variaciones del campo geomagnético \ Unidades de la intensidad magnética \ Susceptibilidad magnética \ Comportamiento de distintos materiales situados en

un campo externo \ La inducción magnética H' y la densidad del flujo magnético B \ Imantación de una sustancia \

Historia

La ciencia del magnetismo inició en el año 1600. En este año el inglés William Gilbert nacido en 1544 (fallecido en 1603) publicó el libro 'De Magnete', que es una compilación de todos los conocimientos ya existentes en el siglo 16 acerca del magnetismo. En esta publicación Gilbert estableció el concepto de un campo geomagnético general con una orientación definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo 16 la observación de anomalías locales en la orientación del campo geomagnético fue conocida y empleada en la prospección de minerales férricos.

En 1870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetómetro para determinaciones relativas, rápidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinación por medio de los métodos del seno y de la tangente.

El método magnético se empleó en gran escala en el estudio de estructuras geológicas, cuando en 1914 y 1915 Adolf Schmidt construyó la balanza de precisión vertical, también llamada variómetro del tipo Schmidt. Desde 1902 Adolf Schmidt, nacido 1860 en Breslau y fallecido 1944 en Gotha dirigió el observatorio magnético de Potsdam como director. La balanza vertical se constituye de una aguja magnética orientada horizontalmente en la dirección Este Oeste y oscilante sobre cuchillas de ágata o bien de cuarzo. Este variómetro permite la medición del campo vertical y su variación local en dimensiones de 1 gamma y por lo tanto este instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las exploraciones mineras.

Aplicaciones

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.

En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petroleo.

Aún no siempre con éxito se lo aplica en el levantamiento de la topografía del basamento, que puede influir la estructura de los sedimentos superpuestos.

Se lo emplea en la delineación de depósitos magnéticos intrasedimentarios como rocas subvolcánicas e intrusiones emplazadas en somera profundidad, que cortan la secuencia sedimentaria normal. Como las rocas sedimentarias generalmente ejercen un efecto magnético desapreciado en comparación con el efecto magnético generado por las rocas ígneas la mayoría de las variaciones de la intensidad magnética medidas a la superficie terrestre resulta de cambios litológicos o topográficos asociados con rocas ígneas o con rocas del basamento. El desarrollo reciente de magnetómetros de alta precisión posibilita ahora la definición de pequeñas repuestas magnéticas de alta frecuencia y la detección de variaciones muy pequeñas de la intensidad magnética, que podrían ser relacionadas con variaciones diminutas en el carácter magnético de rocas sedimentarias yacentes en profundidad somera con respecto a la superficie terrestre. Las variaciones magnéticas muy pequeñas en el contenido en minerales magnéticos se refieren a valores alrededor de 0,1 gamma.

En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre.

Además el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea. Por medio de estudios aeromagnéticos se puede localizar zonas de fallas, de cizallamiento y de fracturas, que pueden albergar una variedad grande de minerales y dirigir a una mineralización epigenética, relacionada con estress de las rocas adyacentes. El conocimiento de sistemas de fracturas y de acuíferos en rocas solidificadas cubiertas por una capa de depósitos aluviales puede facilitar la búsqueda y explotación de agua subterránea.

A través del método magnético se puede levantar las discordancias y las superficies terrestres antiguas ahora cubiertas por rocas más jóvenes con el fin de explorar minerales detríticos y/o minerales de uranio relacionados con discordancias.

Hasta el medio de la quinta década de este siglo prácticamente solo se llevaron a cabo los métodos magnéticos de exploración en la superficie terrestre. Hoy día en la prospección petrolífera se emplean casi exclusivamente magnetómetros instalados en aviones y en barcos. En los estudios de reconocimiento de depósitos minerales se emplean magnetómetros aeroportados.

Alcance del método magnético

Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en 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 solo existen a temperaturas debajo de la temperatura de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalías magnéticas podemos hallar hasta una profundidad máxima de 30 a 40 km.

Modelo de un dipolo magnético

El campo geomagnético se describe en una aproximación por un dipolo magnético ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra. El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético.

Una aproximación satisfactoria a la forma del campo geomagnético es un dipolo ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geográficas siguientes correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie:

La intersección boreal del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºN, longitud = 290ºE (=70ºW).

La intersección austral del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºS, longitud = 110ºE.

Las coordenadas geomagnéticas

Por la inclinación del eje dipolar geomagnético con respecto al eje de rotación de la tierra los sistemas de coordenadas geográficas y geomagnéticas no coinciden.

Las coordenadas geomagnéticas para un lugar en la superficie terrestre se calcula de modo siguiente conociendo las coordenadas geográficas del lugar en cuestión y de las intersecciones boreal o austral respectivamente.

sen * = sen B sen + cos B cos cos( - B)

sen * = cos sen( - B) /cos *

sen = - cos B sen( - B) /cos *

donde

* = latitud geomagnética, es positiva hacia el Norte. * = 0º designa el ecuador geomagnético, I = 0º caracteriza el ecuador magnético.

* = longitud geomagnética, es positiva hacia el Este partiendo de la intersección del meridiano geográfico, que pasa por la intersección boreal, con el ecuador geomagnético.

= ángulo entre los meridianos geográfico y geomagnético, es positivo hacia el Este, varía de un lugar al otro.

Debido a la inclinación del eje dipolar con respecto al eje de rotación lugares de muy diferentes latitudes geográficas pueden ubicarse en la misma latitud geomagnética.

Componentes del campo geomagnético

Variaciones del campo geomagnético

1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagnético introducido en corteza terrestre por descarga troposférica (troposfera 0-10km).

2: El gradiente geotérmico depende del lugar. En una zona de subducción en la zona del hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparación al gradiente geotérmico establecido en el arco magmático, donde el gradiente geotérmico puede alcanzar a T = 100°C/km. El gradiente geotérmico causado por un metamorfismo de soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor de 10°C/km. Un valor medio es 30°/km. La temperatura de Curie para magnetita es T = 573°C.

Unidades de la intensidad magnética

En la magnetometría se emplean varias unidades:

1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105nT (T = Tesla). 1gamma = 10-9T = 1nT.

La unidad Gauss se introdujeron en honor al matemático alemán Carl Friedrich Gauss, nacido 1777 en Braunschweig, fallecido 1855 en Göttingen. Gauss desarrolló el método para la determinación absoluta del campo geomagnético y inició la observación del campo geomagnético en intervalos regulares. Las unidades Gauss y gamma son las unidades del sistema cgs, la unidad nT es la unidad del sistema SI.

Los geofísicos prefieren emplear el parámetro 'intensidad del campo magnético H' en vez del parámetro 'inducción o densidad del flujo B'. Se puede substituir uno de estos parámetros por el otro, porque la permeabilidad del aire varía solo poco de la permeabilidad del vacío. La densidad del flujo B de un campo magnético está relacionada con la intensidad magnética H como sigue: B = µ0 x H, donde µ0 = permeabilidad del vacío = 1,25 x 10-6 Vs/Am. La permeabilidad se refiere a la facilidad, que ofrece un cuerpo al paso del flujo magnético.

A partir del año 1930 la unidad cgs de la intensidad magnética del campo H se debería denominar Oersted (1Oersted = 1cm-1/2g1/2s-1), pero los geofísicos siguen empleando la unidad Gauss para la intensidad magnética. La unidad comúnmente empleada es gamma, introducida 1896 por M. ESCHENHAGEN como esta unidad es útil para expresar las variaciones pequeñas del campo magnético.

Susceptibilidad magnética

Para un campo magnético homogéneo externo H y un material capaz de ser imantado y situado en este campo externo de tal modo, que la normal a su superficie forma un ángulo q con el campo externo, se definen la intensidad de magnetización I del material como sigue:

I = kappa x H x cosq

donde kappa = constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magnética del material, es cero en el vacío.En el caso que el campo externo está normal a la superficie la formula se reduce de la manera siguiente: I = kappa x H. Valores de la susceptibilidad magnética se presenta en lo siguiente.

Tabla de valores de la susceptibilidad magnética kappa para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1988), p.650:

Sustancia kappa x 106 en unidades cgs H (intensidad magnética del campo externo) en Oersted

Magnetita 300000 - 800000 0,6

Pirotina 125000 0,5

Ilmenita 135000 1

Franklinita 36000 sin información

Dolomita 14 0,5

Arenisca 16,8 1

Serpentina 14000 30,5

Granito 28 - 2700 1

Diorita 46,8 1

Gabro 68,1 - 2370 1

Pórfido 47 1

Diabasa 78 - 1050 1

Basalto 680 1

Diabasa de olivino 2000 0,5

Peridotita 12500 0,5 - 1,0

Nótese, que los valores de la intensida magnética del campo externo aplicado varían para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo geomagnético es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5Oersted respectivamente.

Como supuestamente el magnetismo de la mayoría de las rocas se debe a su contenido en magnetita SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magnética de una roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la susceptibilidad magnética de magnetita (k = 0,3 en unidades cgs). STEARN (1929) ha publicado el contenido en magnetita e ilmenita en % de varios tipos de rocas y sus susceptibilidades magnéticas aportadas por magnetita e ilmenita y calculadas según el método de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y de las susceptibilidades magnéticas de varios tipos de rocas están expuestos en la tabla siguiente según SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988), p.651.

Tipo de roca Promedio de % de volumen en magnetita

kappa x 106

Promedio de % de volumen en

ilmenita

kappa x 106

Pórfidos de cuarzo

0,82 2500 0,3 410

Riolitas 1,00 3000 0,45 610

Granitos 0,90 2700 0,7 1000

Sienitas traquíticas

2,04 6100 0,7 1000

Nefelitas eruptivas

1,51 4530 1,24 1700

Nefelitas abisales

2,71 8100 0,85 1100

Piroxenitas 3,51 10500 0,40 5400

Gabros 2,40 7200 1,76 2400

Latitas monzoníticas

3,58 10700 1,60 2200

Rocas con leucita

3,27 9800 1,94 2600

Diorita dacítica de cuarzo

3,48 10400 1,94 2600

Andesita 4,50 13500 1,16 1600

Dioritas 3,45 10400 2,44 4200

Peridotitas 4,60 13800 1,31 1800

Basaltos 4,76 14300 1,91 2600

Diabasas 4,35 13100 2,70 3600

En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magnética de una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magnética de los mismos tipos de rocas (véase las dos tablas anteriores) se nota pocas coincidencias. En el caso de las dos tablas faltan informaciones sobre la cantidad de muestras calculadas y medidas y los errores inherentes lo que se opone a una evaluación de la calidad de los datos.

La susceptibilidad magnética de una roca depende en primer lugar de su contenido en magnetita y/o piritina, ilmenita juega un papel menos importante, aun puede influir la susceptibilidad magnética de una roca.

Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo

Se distingue los materiales siguientes según su comportamiento poniéndolos en un campo externo:

1. Materiales diamagnéticos

2. Materiales paramagnéticos

3. Materiales ferromagnéticos

ferromagnéticos verdaderos

antiferromagnéticos

ferrimagnéticos

1. Los materiales diamagnéticos están caracterizados por susceptibilidades magnéticas negativas, lo que significa, que la imantación inducida en ellos está orientada en sentido opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnéticas de la mayoría de los materiales diamagnéticos no dependen de la temperatura. Solo las susceptibilidades magnéticas de antimonio y bismuto varían a T = -180ºC. Materiales diamagnéticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrón alrededor de su núcleo generando una corriente de poca intensidad. El momento magnético (o espín) es un vector, que en presencia de un campo magnético externo toma un movimiento de precesión alrededor de este campo externo. Este movimiento periódico adicional del electrón produce un momento magnético orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo puro sólo aparece si los momentos magnéticos de los átomos son nulos en ausencia de un campo exterior como en los átomos o iones que poseen capas electrónicas completas.

2. Los materiales paramagnéticos son ligeramente magnéticos, caracterizados por susceptibilidades magnéticas pequeñas positivas. En los materiales paramagnéticos la susceptibilidad magnética es inversamente proporcional a la temperatura absoluta según la Ley de Curie. La mayoría de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo los silicatos comunes son para- o diamagnéticos. Los granos de materiales para- y diamagnéticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con respecto al campo externo aplicado. Los átomos o las moléculas de los materiales paramagnéticos están caracterizados por un momento magnético en ausencia de un campo externo y por una interacción magnética débil pasando entre sus átomos. Normalmente sus átomos están distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse paralelamente a la dirección del campo. Esta alineación es una tendencia, que se opone a su agitación térmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnéticos) no compensados de los electrones, que ocupan capas atómicas incompletas como los subpisos 3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnéticos son olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un

separador magnético dependiendo de sus susceptibilidades magnéticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas intensidades del campo magnético engendrado por el separador magnético .

3. Los materiales ferromagnéticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin aplicar un campo magnético externo la interacción de los momentos magnéticos de sus átomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de átomos, llamados dominios. En los elementos hierro, cobalto y níquel esta interacción es característica para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus átomos. Estos elementos pueden lograr un estado de imantación espontáneo consistente en la configuración ordenada de los momentos magnéticos de todos los átomos. Aplicando un campo magnético los dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la dirección del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magnética alta. A los cuerpos ferromagnéticos corresponden ciclos de histéresis típicos.

En los materiales antiferromagnéticos los momentos magnéticos de los átomos vecinos son de la misma magnitud, pero antiparalelos. Cada una de estas subredes recuerda un estado de un cuerpo ferromagnético. Las dos subredes ordenadas orientadas en sentido opuesto entre sí se anulan

mutuamente resultando en un momento magnético total igual a cero. La susceptibilidad magnética de un material antiferromagnético es relativamente baja a temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura acercándose a la temperatura de Curie característica para el material en cuestión, alcanza su máximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad decrece. A los materiales antiferromagnéticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3, TCurie = 675ºC), los óxidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de níquel.

Los materiales ferrimagnéticos tienen dos subredes de iones metálicos con momentos magnéticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a un momento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior. La magnetita Fe3O4 es un material ferrimagnético y el mineral más importante en contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnéticos son la ilmenita FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los óxidos de la formula general XOFe2O3, donde X puede ser ocupado por Mn, Co, Ni, Mg, Zn y Cd. El magnetismo de las rocas se debe a magnetita y a otros minerales del sistema ternario FeO - Fe2O3 - TiO2. La composición de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el triángulo siguiente.

Además la pirotina contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas.

La inducción magnética H' y la densidad del flujo magnético B

Un material imantado por un campo externo H genera por si mismo un campo H' relacionado con la intensidad de magnetización o la imantación respectivamente por la formula siguiente: H' = 4pi x I. El flujo magnético total del material con eje perpendicular al campo generado y medido en una cavidad pequeña del material se denomina inducción magnética o densidad del flujo magnético B, que es la suma de los campos magnéticos interno y externo. En los materiales moderadamente magnéticos la densidad del flujo magnético es proporcional a la intensidad magnética del campo externo H como se demuestra en lo siguiente:

B = H + H' = H + 4pi x I = H + 4pi x kappa x H = (1 + 4pi x kappa) x H = µ x H. La constante de proporcionalidad µ ya se conoce como la permeabilidad (véase paráfo unidades de la intensidad magnética): µ= B/H = 1 + 4pi x kappa.

Para demostrar el comportamiento de un material ferromagnético, que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cíclicas se sitúa una muestra totalmente desmagnetizada de un material ferromagnético entre los polos de un imán electromagnético originando un campo externo. El campo magnético externo producido por el imán electromagnético se controla subiendo, disminuyendo o invirtiendo la corriente. La inducción expresada como densidad del flujo magnético se mide con un galvanómetro balístico conectado a una espiral arrollada alrededor de la muestra. Los resultados se presentan en un gráfico de la densidad del flujo magnético B en función del campo externo H. El experimento se inicia con un campo externo H igual a cero. Incrementando la magnitud del campo externo H, sube linealmente la inducción o la densidad del flujo magnético B respectivamente de acuerdo con la relación B = µ x H. Cuando la imantación de la muestra hará alcanzada un cierto valor, la densidad del flujo magnético no sube más, aun la magnitud del campo externo H se incrementa todavía. A este fenómeno se llama la saturación. La curva del diagrama B en función de H se acerca a una línea horizontal. Cuando paulatinamente se disminuye la magnitud del campo externo hasta cero, la densidad del flujo magnético en lugar de volverse cero igualmente retiene un valor R denominado la magnetización remanente. Invirtiendo la corriente y en consecuencia la magnitud del campo externo H, la densidad del flujo magnético B disminuye hasta llegar a cero y luego se acerca a la saturación correspondiente a un campo externo invertido. Una reducción del campo externo hacia cero hará cambiar la densidad del flujo a un valor R-. Una segunda aplicación de la magnetización positiva volverá a invertir de nuevo la dirección de la densidad del flujo magnético y se originará una segunda fase en la saturación positiva. Este experimento demuestra como un cuerpo magnetizable puede quedar magnetizado aún el campo externo magnético causante ya ha desaparecido.

Imantación de una sustancia

La imantación de una roca o de un mineral respectivamente se constituye de las dos porciones siguientes: de la imantación inducida (Iind) y de la imantación remanente (Irem):

I = Iind + Irem = kappa x H + Irem, donde kappa = susceptibilidad magnética de la roca o del mineral y H = intensidad magnética del campo externo.

La imantación remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo geomagnético, su magnitud y su dirección determinan la imantación de las rocas magnéticas. La magnitud y la dirección de la proporción inducida de la imantación están determinadas por la magnitud y la dirección actualmente establecidas del campo geomagnético. Como el campo geomagnético varía con el tiempo la magnitud y la dirección del campo geomagnético de un lugar varían también. Las rocas pueden conservar una imantación remanente relacionada con el campo geomagnético existente cuando estas rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmáticas la dirección de la imantación coincide con la dirección del campo geomagnético existente en el intervalo de tiempo, en que las rocas empezaron a solidificarse y que se extiende hasta el momento en que las rocas se han enfriadas debajo de la temperatura de Curie. A este tipo de imantación remanente se llama imantación termoremanente. En el caso de rocas fundidas rápidamente enfriándose como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnéticos se alinean paralelamente a la dirección del campo geomagnético existente en el tiempo de la solidificación y del enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clásticas los granos magnéticos se alinean durante la deposición en agua quieta según la dirección del campo geomagnético existente. Este tipo de imantación se denomina imantación remanente de deposición.

El estudio de la historia del campo geomagnético, denominado paleomagnetismo se basa en la imantación remanente. Además el estudio de la imantación remanente contribuye a la geología histórica y dio una evidencia más para la tectónica de placas.