PROSPEZIONI GEOMAGNETICHE Corso di Geofisica Marina e Trattamento dei Segnali Assistente: dott.sa Gaia Mattei gaia.mattei@uniparthenope.it 081.547.66.35 Docente: prof. Francesco Giordano francesco.giordano@uniparthenope.it 081.547.66.65

Metodologia Le metodologie geomagnetiche sono le più antiche nel settore delle prospezioni geofisiche. Nelle prospezioni petrolifere permettono di individuare le rocce del basamento e quindi localizzare e definire i bacini sedimentari. Nella ricerca mineraria permettono l’individuazione dei materiali a più alta magnetizzazione ovvero dei giacimenti di materiali alla cui presenza è associabile anche la distribuzione di materiali magnetizzati. Fino al 1940 le misure magnetiche sono state eseguite solo a terra, facendo stazione in ciascun punto. In seguito sono state sviluppate tecnologie che hanno consentito le misure in corsa tramite Jeep, aerei e navi

Campo Magnetico Terrestre La Terra è sede di un campo magnetico e sovrapposti al Campo Magnetico Terrestre (CMT) vi sono campi statici prodotti da sorgenti locali tra cui quelli che interessano le prospezioni a fini archeologici. A causa della presenza del CMT molte sostanze possiedono un'apprezzabile magnetizzazione per il contenuto di minerali sensibili a tale campo. Il metodo magnetico consiste nel misurare i valori dell'intensità del CMT, e successivamente dall‘individuazione e dall' analisi delle variazioni (anomalie) del campo magnetico terrestre, dovute alla presenza di corpi più o meno magnetizzati o magnetizzabili nel sottosuolo. L’efficacia dei metodi magnetici risiede nel fatto che la magnetometria rileva il contrasto di suscettibilità magnetica, e quindi di magnetizzazione indotta o rimanente degli oggetti rispetto all’ambiente circostante. Il contrasto di magnetizzazione permette di discriminare tra suoli rimaneggiati e non, inoltre permette di rivelare la presenza di strutture murarie soprattutto in cotto, di pavimentazioni e di fondazioni. Anche zone antropizzate a forte frequentazione con svolgimento di attività tipiche forniscono dei marker magnetici inoltre la presenza di residui od oggetti ferrosi da luogo a notevoli anomalie.

Per studiare le anomalie magnetiche dovute a sorgenti non profonde è necessario sottrarre dal campo misurato, il campo magnetico su scala regionale. Nel settore delle prospezioni marine su scala limitata bisogna conoscere le caratteristiche fondamentali del Campo Magnetico Terrestre (CMT, rappresentato dal vettore F (Forza magnetica agente su un monopolo magnetico unitario) e la cui intensità è F=|F| in prima approssimazione, può essere equiparato al campo generato da un dipolo magnetico posizionato lungo l'asse terrestre Il Nord dell'ago della bussola nel suo quadrante segnala il polo sud terrestre, che convenzionalmente è denominato "nord geografico".

Il campo F può essere scomposto in ogni punto dello spazio secondo le Componenti verticali Z e Orizzontale H, avente a sua volta componenti sul piano orizzontale X ed Y. L'angolo tra F ed H è l'inclinazione I, l'angolo tra H e X (coincidente con la direttrice per nord) è la declinazione D. Tra l'intensità degli elementi magnetici X, Y, Z, D, I, H, F, sussistono le relazioni: H = F cos I Z = F sen I = H tan I X = H cos D Y = sen D X2 + Y2 = H2 X2 + Y2 + Z2 = H2 + Z2 = F2 Ricordiamo che un vettore F si può scomporre, secondo un sistema di riferimento cartesiano ortogonale, in tre componenti X,Y,Z con l’asse X coincidente con il nord geografico, l’asse Z lungo la verticale ed infine Y perpendicolare al piano XZ; valendo le relazioni: F=X+Y+Z; dove X=iX, Y=jY, Z=Kz e i,j e k sono i versori degli assi cartesiani. Il piano passante per F ed H è chiamato Piano Magnetico Locale.

Componenti del CMT F Forza del campo totale Z Componente verticale H Componente orizzontale I Inclinazione Variazioni spaziali del CMT: Inclinazione Intensità Scomposizione del Campo Magnetico Terrestre secondo una terna cartesiana di riferimento convenzionale.

Variazioni spaziali del CMT L’intensità del CMT non è perfettamente simmetrica al polo nord geografico e questo è dovuto principalmente a variazioni che si manifestano all’interno della crosta terrestre nei minerali magnetici che la costituiscono Intensità totale del CMT in funzione della latitudine e della longitudine (vengono indicate solo le prime 2 cifre più significative). Il valore medio è circa 50,000 nT. Variazione in gradi di arco dall’orizzontale dell’inclinazione del CMT in funzione della latitudine e longitudine.

Variazioni temporali del CMT Variazione in gradi di arco dall’orizzontale della declinazione del CMT in funzione della latitudine e longitudine. Variazioni temporali del CMT Il CMT è soggetto anche a variazioni temporali, con periodi o durata di secondi o minuti, che dipendono dall’attività solare e sono chiamate variazioni diurne. A queste si aggiungono le micropulsazioni, fenomeni di periodo molto più breve (durata ~ 0,015 ÷ min), che si verificano sia di giorno che di notte ed hanno una ampiezza che raggiunge anche 1000 nT. Sorgenti più attendibili per quanto riguarda le variazioni del CMT sono le tempeste magnetiche che accadono diverse volte in un mese contemporaneamente in tutto il mondo. Alcune tempeste possono presentare variazioni di centinaia di nT e possono durare un giorno o di più.

Variazioni temporali del CMT TIPO PERIODO AMPIEZZA (nT) CAUSA Regolari   Diurna lunare 24 ore e 50 minuti tra 2 e 10 Correnti elettriche ionosferiche diurna solare 24 ore tra 10 e 200 solare ciclica circa 11 anni circa 10 Attività solare Intermedie pulsazioni Tra 1 secondo e 15 minuti tra 0.05 e 500 Interazione tra particelle e magnetosfera Irregolari baie aperiodiche tra 10 e 300 precipitazione di particelle solari tempeste tra 50 e 500 correnti elettriche nella magnetosfera inversioni (tra 6 e 12) * 10^4 instabilità elettrica nel nucleo esterno fluido della terra

L'influenza di queste variazioni su misure spaziali eseguite da una stazione mobile si elimina quasi totalmente correggendo i dati con quelli di una stazione fissa (vicina) di riferimento (cfr. il metodo differenziale) o ripetendo le misure. In realtà il campo magnetico varia anche lentamente, basti pensare allo spostamento dei poli. Nelle ere geologiche vi sono state anche inversioni di polarità del campo magnetico terrestre. Questi accadimenti hanno lasciato traccia magnetica nelle rocce. Variazioni diurne del CMT Micropulsazioni   Tempesta Magnetica

Magnetometri Il Campo Magnetico Terrestre può essere misurato con degli strumenti abbastanza sofisticati chiamati magnetometri. Ne esistono di tre tipi fondamentali: a protoni; flux-gate; a pompaggio ottico gradiometro

Le anomalie magnetiche Le variazioni temporali del CMT sono da considerare come disturbo (noise) mentre le anomalie o variazioni spaziali invece, sono dovute alla presenza di magnetite (Fe, Fe) o di altri minerali ad essa collegati: Ulvospinello, Titanomagnetite, Magnetite. Ovviamente la presenza di ferro provoca grandi anomalie mentre piccole anomalie possono essere dovute a rocce con magnetite dipendente dal materiale. Un' anomalia magnetica rappresenta un disturbo locale del CMT che nasce da una variazione locale nella magnetizzazione, questa è causata dalla variazione della geologia del terreno o dalla presenza nel sottosuolo di strutture o materiali magnetizzati o magnetizzabili.

Le anomalie sono estremamente variabili in forma ed ampiezza, sono quasi sempre asimmetriche e qualche volta appaiono complesse anche se dovuta a sorgenti semplici. La natura asimmetrica delle anomalie è soprattutto una conseguenza delle direzioni delle linee di campo della sorgente Altra caratteristica significativa di un'anomalia magnetica è la variazione della sua ampiezza con la profondità della sorgente, più profonda è la sorgente più "larga" è l'anomalia. Questa proprietà permette di determinare velocemente con buona approssimazione la profondità della sorgente. Esempio di andamento delle linee di forza del campo in caso di monopolo o dipolo magnetico. Effetto della profondità sull'ampiezza di una anomalia.

Magnetizzazione Altro fattore che agisce sulla forma e sull'ampiezza di un'anomalia è la quantità di magnetite presente nella sorgente. Le anomalie del CMT sono causate da due tipi di magnetizzazione: Indotta Rimanente (Permanente)

Magnetizzazione indotta La magnetizzazione indotta consiste nell’amplificazione dell'azione del CMT mediante il materiale, che equivale ad un magnete, infatti una sostanza caratterizzata da una suscettività magnetica non nulla, immersa in un campo magnetico esterno (il CMT) assume una magnetizzazione parallela al campo inducente e, a sua volta, genera un campo magnetico. All’interno del materiale il campo di induzione magnetica si indica con B, mentre con F si indica il campo inducente. Il rapporto tra il campo di induzione magnetica nel materiale (effetto) ed il campo inducente F (causa) ci fornisce la permeabilità magnetica del materiale (i due campi sono proporzionali):

dove B è la somma del campo esterno più la magnetizzazione prodotta ed è dato da: poiché e La magnetizzazione risulta essere proporzionale ad: Da cui Ed infine dove k = suscettività magnetica – abilità assoluta di un materiale a generare effetto di magnetizzazione permeabilità magnetica – abilità relativa a generare effetto magnetico.

Suscettività magnetica I valori di k (nel sistema cgs) per le rocce sono riportati nella seguente tabella (k è una quantità adimensionata ed indipendente dall'unità di misura): Rocce ultrabasiche 10-4 - 10-2 Basalto Gabbro 10-4 Granito 10-5 - 10-3 Scisti e rocce metamorfiche 10-4 -10-6 Rocce sedimentarie 10-6 - 10-5 Argille 10-6 Le rocce ignee basiche hanno suscettività magnetica più alta delle rocce ignee acide, che hanno a loro volta suscettività magnetica superiore alle rocce sedimentarie (carbonatiche).

Magnetizzazione rimanente La magnetizzazione rimanente o permanente (per unità di volume) Ir (rimanente per le rocce e permanente per i ferromagnetici) dipende dalla "storia" e dalle proprietà termiche del materiale. La magnetite, ad esempio, può avere una Ir compresa tra 0 e 1 Gauss (unità di volume cm3), il ferro tra 1 e 10, ed i magneti permanenti tra 100 e 1000 Gauss. La magnetizzazione rimanente è indipendente dal CMT presente, i suoi valori sono correlati ad effetti di riscaldamento sia naturale, come per le rocce ignee, sia artificiale, come per le terrecotte, le argille ed i manufatti in genere. Prima del riscaldamento i cosiddetti domini magnetici nei materiali sono orientati in modo casuale, in seguito a forte riscaldamento (cottura) che tende a disallineare i domini magnetici e durante il raffreddamento i domini si orientano allineandosi più o meno col campo esterno, parallelamente tra loro, creando in tal modo una magnetizzazione fissa rispetto all'oggetto. Tale magnetizzazione può essere anche più di 10 volte di quella indotta.

L’argilla ad esempio, è ricca di ossido di ferro le cui particelle si orientano per effetto del campo magnetico terrestre al momento della cottura. Dopo il raffreddamento, il materiale conserva questo orientamento acquistando un proprio campo magnetico sufficientemente importante da essere notato e misurato a poca distanza. Questa caratteristica è di particolare importanza nei relitti antichi in genere poveri di oggetti di ferro, ma ricchi di anfore, vasellame. Inoltre, la magnetizzazione rimanente delle rocce o di oggetti può non essere orientata nella direzione dell'attuale CMT a causa delle inversioni di polarità del CMT stesso e per tale motivo le rocce possono creare anomalie facilmente interpretabili. La Magnetizzazione Rimanente riveste grande importanza nella mappatura e nell'interpretazione di un sito o di un giacimento, nonché nel campo del paleomagnetismo, dell'esplorazione archeologica e nell’archeomagnetismo. In particolare, nel paleomagnetismo e nell'archeomagnetismo è fondamentale determinare l'orientamento del "paleocampo magnetico". Per quanto riguarda i manufatti si possono avere effetti misurabili quando si rinvengono murature costituite da rocce magnetiche o di mattoni cotti (es opus lalericium. opus vittatum, opus incertum, etc.).

Procedure di campagna L'applicazione pratica del metodo magnetico presuppone l'esistenza di determinate condizioni e l'adozione di alcune precauzioni: il sensore va tenuto ad una distanza d non inferiore ai 2 metri dallo strumento di misura; l'operatore non deve avere alcun oggetto magnetico (orologio etc.) Modalità di esecuzione di misure magnetiche a terra

Inoltre per verificare la validità delle letture è necessario eseguire la seguente procedura con N letture consecutiva, con le condizione: che esse siano ripetute nella stessa posizione; che le successive non differiscano di più di un 1 metro in distanza; eseguire una media degli N valori e valutare la deviazione standard: dove Fi = misura i-esima e F = valore medio = , N> 20 La è una stima dell'errore totale, tale errore dovrebbe mantenersi intorno 2 nT. Le misure successive dovrebbero essere eseguite secondo una maglia regolare preordinata.

Correzioni delle variazioni temporali Se il profilo si esegue in pochi minuti i non è necessaria nessuna correzione in alternativa si usa il metodo differenziale: Misura ottenuta dal magnetometro mobile nel punto P al tempo t: F(P,t)=F(P)+F(t); Misura ottenuta ad una stazione fìssa in Q al tempo t: F(Q,t)=F(Q)+F(t); Differenza delle misure allo stesso tempo t: DF= F(P)+F(t)- F(Q)-F(t)= F(P)-F(Q); Il termine F(t) dipendente dal tempo viene cosi eliminato e DF è l'anomalia, rispetto al valore del campo nel punto Q, cercata. Inoltre si possono ripetere le misure in tempi diversi o se si vogliono eseguire misure in movimento bisogna assicurarsi che il campo non vari spazialmente oltre un certo limite durante il tempo di misura necessario al completamento, da parte dello strumento, del ciclo di acquisizione che tipicamente è di un secondo.

Smooting Inizialmente i dati di un reticolo di misura possono essere valutati per linee. Solitamente è preferibile eseguire uno “smooting”o lisciatura dei dati che tende ad attenuare le cuspidi del tracciato, tale lisciatura si ottiene applicando un filtro numerico a media mobile o “moving average”, reiterando l’applicazione del filtro si ottiene una lisciatura maggiore. Ad esempio, un tipico filtro a media mobile (moving everage) di lunghezza m=3 è definito per una sequenza di n=100 valori {Fi}, la relazione seguente ci permette di sostituire a ciascuno dei valori della sequenza { Fi } un nuovo valore F'i dato da: dove dato che dal calcolo restano esclusi il primo e l'ultimo valore.

Operazione di lisciatura di un profilo magnetico Nel caso di rilievi magnetici su lunghe estensioni, il segnale risultante è composto dalla somma del segnale utile più un segnale di variazione costante “trend” legato all’andamento del campo magnetico regionale. Il trend può essere non lineare. Il trend si può ottenere applicando un filtro di smooting molto “robusto” e poi operando la sottrazione di esso dal segnale originale si ottengono i residui che rappresentano il segnale utile.

Mappe con curve di livello, dopo i trattamenti preliminari si possono tracciare con software specifici come: Matlab; Surfer; GIS. Le zone che presentano forti variazioni, con cuspidi nelle mappe, vanno campionate con maggior dettaglio.

Interpretazione dei dati Metodi diretti: con considerazioni teoriche si cerca di ipotizzare un modello al fine di vedere se l’effetto approssima i valori misurati; Metodi inversi: si cerca di ricostruire la sorgente con un processo inverso in modo da ricostruire il campo con metodi iterativi con successive approssimazioni. Metodi parametrici approssimati: si calcola il profilo magnetico con una sorgente specifica per trovare l' andamento da confrontare con il profilo misurato Infine per l'identificazione delle anomalie un parametro importante è la larghezza. Una volta individuata esistono delle regole approssimate per il calcolo della profondità della sorgente che causa l’anomalia. a) Anomalia positiva, b) Anomalia negativa

Ordini di grandezza delle anomalie Può essere utile avere un metodo immediato per la valutazione dei valore massimo di un'anomalia generata da una certa sorgente magnetica. Il sistema di misura utilizzato è il CGS (Centimetro-Grammo-Secondo). In realtà l'unico sistema "ammesso" dalla comunità scientifica è il Sistema Internazionale, ma molti testi e trattati reperibili utilizzano il cgs per cui abbiamo preferito i calcoli in cgs. L'espressione generale per stimare la massima intensità di un'anomalia magnetica T è: dove: M = momento magnetico r = distanza tra il sensore del magnetometro e la sorgente (in centimetri) n = misura della percentuale di decadimento con la distanza (adimensionale); n=2 in caso di dipolo e n=3 in caso di monopolo. L'approssimazione di monopolo si ha quando la struttura magnetica è molto lunga per cui uno dei poli è più vicino e quindi si può trascurare l'influenza di quello più lontano.

Il momento magnetico è espresso come: M = I V dove I è la magnetizzazione per unità di volume e V il volume del corpo. Questa magnetizzazione totale (It = Ir + Ii ) è composta sia dall'intensità di magnetizzazione rimanente, calcolabile in funzione della quantità di magnetite presente nel corpo magnetico, sia dalla magnetizzazione indotta espressa come: Ii= k F Dove k = suscettività magnetica del materiale F = intensità del CMT quindi l'espressione diviene:

Se il corpo costituito da un materiale di suscettività magnetica k1 è immerso in un materiale avente suscettività k2, nell'espressione precedente si dovrà considerare la differenza k1-k2. Nel sistema di misura cgs in cui il campo si misura in Gauss, k ha un valore numerico dipendente dal materiale: Se k > 0 e k <<1 il materiale è paramagnetico Se k > 1 il materiale è ferromagnetico Se k < 0 il materiale è diamagnetico o antimagnetico

Esempio anomalie archeologiche Le anomalie presenti nei siti archeologici sono la conseguenza del contrasto tra le proprietà magnetiche degli elementi archeologici ed il mezzo circostante. Il contrasto magnetico dipende dalla concentrazione della storia termica e meccanica della magnetite rilevabile nell'ambiente circostante e nella copertura.

La quantità di magnetite presente determina la suscettività magnetica dei materiali e, quindi, della magnetizzazione indotta. La magnetizzazione rimanente, di norma riscontrabile nei materiali cotti o riscaldati, è responsabile delle maggiori anomalie nei luoghi antropizzati. Nella magnetizzazione termorimanente l'oggetto rimane magnetizzato secondo la direzione del campo magnetico presente al momento del raffreddamento. Al fine di valutare l'anomalia massima creata da un oggetto, può essere considerata l'anomalia di un cubo di roccia che rappresenta un monumento sommerso: T = Anomalia in nanoTesla dk = Contrasto di suscettività per unità di volume = kr-ks (r = roccia; s =suolo); D3 = Lato al cubo = volume; F = C.M.T.= intensità in nT; r = distanza tra il centro del cubo ed il sensore; D ed r devono avere la stessa unità di misura. Suolo ks= 10-4 (cgs) Cubo di roccia vulcanica Kr= 10-2 (cgs) di lato = 2 m

Se il cubo possiede una magnetizzazione rimanente, essa può essere sino a 2-3 volte maggiore di quella indotta, anche se la direzione è diversa. Ciò tuttavia non incide per la determinazione del valore di T: It = Ii +Ir = 3 Ii Per cui l’anomalia può essere 3 volte il valore calcolato tenendo conto solamente dell'induzione In un sito archeologico vi è una forte difficoltà ad individuare la struttura dei corpi che creano anomalia. La "firma magnetica" non è facilmente interpretabile in modo diretto. Dai valori numerici si può trarre l'informazione sulla presenza di strutture e reperti ma non sulla loro precisa tipologia.

Magnetizzazione e suscettibilità dei suoli I suoli manifestano una suscettività magnetica correlata alla suscettività delle rocce dalle quali derivano: suoli da rocce vulcaniche o da altre rocce ignee hanno una suscettività maggiore di quelli derivanti da arenarie, calcari o rocce argillose. La magnetite è presente nei suoli in proporzioni spesso maggiori rispetto ad altri minerali più solubili. In particolare l’azione organica di terreni molto ricchi di humus è responsabile della formazione della magnetite partendo da ossidi di ferro non magnetici. Quindi i suoli hanno una suscettività superiore a quella dei materiali circostanti (rocce calcaree. etc.). Questa "crosta" di magnetite rappresenta anche un “disturbo” magnetico per l'esplorazione più profonda.

Magnetizzazione rimanente dei suoli La magnetizzazione rimanente dei suoli e in genere doppia o tripla rispetto a quella indotta. Essa può determinarsi anche in modo "viscoso" allorché i domini si orientano molto lentamente sotto l'influsso del CMT. Sul campo tale processo è disturbato da coltivazioni agricole, pascoli, transiti etc. L'asportazione dello strato superficiale crea delle anomalie magnetiche negative (poiché intorno vi sono valori di magnetizzazione più alti). In mare, invece, i risultati delle ricerche sono alterati dalla pesca a strascico.

Pianificazione di un survay magnetico marino Un survay con metodi magnetici, se ben pianificato, può fornire utilissime informazioni per le successive indagini dirette. Il primo passo è stabilire il reticolo d'indagine. Quest'ultimo è virtuale, per cui viene tracciato sulla carta nautica o carta batimetrica, che indica il percorso da seguire durante le prospezioni. Le fasi di attuazione di un survay magnetico sono: Pianificazione: con un software di navigazione si determina l'area da rilevare iscrivendola in un reticolo e prelevando le coordinate da una carta nautica o da una carta digitalizzata. Ultimate tali operazioni, il reticolo completo compare sullo schermo. Quindi, in funzione delle profondità, si pianifica l'immersione del sensore per avvicinarlo il più possibile alle strutture, ma mantenendolo a distanza costante da esse.

La strumentazione è costituita da: Esecuzione: Si impiega normalmente un sistema GPS differenziale consistente in una stazione fissa ed in una stazione mobile ubicata sull’imbarcazione. L' errore di posizione è dell'ordine del metro. Con un solo ricevitore GPS l'errore è inferiore ai 30 metri. Il sensore del magnetometro deve essere trainato ad una distanza di 3-4 volte la lunghezza dell'imbarcazione (se di ferro). Il personale impegnato sull’imbarcazione consiste in: 1 addetto alla navigazione; 1 addetto al magnetometro; 2 aiutanti per le manovre; 1 pilota. La strumentazione è costituita da: 2 personal computer; 1 ricevitore GPS satellitare; 1 magnetometro; 1 ecoscandaglio digitale; cime di traino, gavitelli ed eventualmente un barchino in VTR od un piccolo gommone.

Il GPS ed il magnetometro vengono collegati al primo computer, l'ecoscandaglio al secondo, destinato a ricevere anche i dati GPS relativi alla posizione. Quando si ha a disposizione la carta batimetrica dettagliata è possibile rinunciare alla batimetria eliminando il 2° P.C. e l'ecoscandaglio digitale. Durante l'esecuzione del survay la posizione dell'imbarcazione o del sensore viene visualizzata sullo schermo rispetto alle linee di progetto. Il dato di posizione, durante la navigazione ed il valore del campo magnetico sono memorizzati in appositi file per la restituzione. E' necessario tener conto nella fase di restituzione del fatto che il dato di posizione geografica si riferisce all' antenna del GPS che si trova sull' imbarcazione, e non alla posizione del sensore. Vi è quindi da correggere i dati con questo “offset” e considerare anche l'immersione del sensore. Terminato il survay è possibile analizzare subito i dati lisciando i segnali, ove necessario, nei punti più importanti. Eventuali ricostruzioni più accurate, con tecniche di filtraggio etc., sono eseguite in laboratorio.

Alcune possibili configurazioni operative: per basse velocità (1-2 nodi circa 0>5-1 m/s) di prospezione e quindi massima risoluzione spaziale, il Magnetometro è al traino dell'imbarcazione, il sensore (in nero) può essere mantenuto a quota fissa rispetto al livello del mare fissandolo ad un galleggiante Per velocità più alte, il Magnetometro è al traino con "paracadute" per mantenerlo in assetto a velocità più elevate.

Magnetometro a processione nucleare 1. Il magnetometro a processione nucleare, detto anche magnetometro a protoni, è stato sviluppato dopo il 1945, quando fu scoperta la risonanza magnetica nucleare. Esso si basa sul fatto che i nuclei di alcune sostanze hanno un momento magnetico legato al loro spin, che li porta a "precedere" attorno ad un campo magnetico assiale. Il magnetometro a precessione nucleare è uno strumento che misura la frequenza di precessione dei protoni (contenuti nei nuclei atomici) che sono stati polarizzati in una direzione approssimativamente normale alla direzione del campo terrestre. Così, quando il campo polarizzante viene rimosso, i protoni "precedono" il campo magnetico, il quale agisce con la forza di precessione allo stesso modo del campo gravitazionale nel caso di una trottola Confronto tra la precessione del Momento Magnetico Protonico nel Campo Magnetico Terrestre con la precessione del Momento di una trottola nel Campo Gravitazionale (Applied Geophysics. Teldford , Geldart, Sheriff, Keys)

Il protone precede ad una velocità angolare , nota come pulsazione di Larmor, che è proporzionale alla forza del campo magnetico F, cosi che: dove è il rapporto giromagnetico del protone, noto con l'approssimazione di 0,25 x 10-4. Quindi, il C.M. potrà essere determinato con la stessa accuratezza di misurando la pulsazione o la frequenza f = La misura è possibile se si ha un avvolgimento elettrico (bobina) attorno al serbatoio contenente i protoni. II campo sarà: F= II fattore =23.4872 0.0018 nT/Hz lega F ad f (Hertz= cicli di oscillazioni al secondo 1Hz=1s-1;).

|F+T| F + T cos α = F + proiezione di T sulla direzione di F Appena il campo artificiale di polarizzazione è rimosso, i protoni "precedono" attorno alla direzione del CMT. La peculiarità dei magnetometri a protoni è quella di misurare il valore assoluto del campo totale, cioè la lunghezza del vettore Campo Magnetico risultante dalle somme vettoriali del Campo Magnetico Terrestre indisturbato con il vettore anomalia = campo magnetico terrestre indisturbato = anomalia = + = campo totale risultante Il magnetometro a protoni non fornisce la direzione del campo. Il valore assoluto del campo (cioè il valore letto dal magnetometro), essendo |F+T| F + T cos α = F + proiezione di T sulla direzione di F

Gli elementi essenziali di un magnetometro a protoni sono: un serbatoio con protoni (bottiglia con atomi di idrogeno, acqua, metanolo, benzene, nafta, etc..); un campo magnetico di polarizzazione 50-100 volte il CMT e approssimativamente a 90° rispetto al CMT; un' amplificatore per il debole segnale (microVolt) dovuto alla precessione, rivelato da una seconda bobina; un frequenzimetro per la misura della frequenza di precessione. La massima sensibilità si ha quando il CMT è perpendicolare al campo interno generato elettricamente: dove permeabilità magnetica

La frequenza da misurare è nel range delle frequenze audio: Quindi se il frequenzimetro riesce ad apprezzare il centesimo di Hz, si ha: (50.000 o valore di campo / conteggi 2130 x10) Risoluzione (nT)= = 0.23 nT

Il vantaggio importante dei magnetometri a protoni è quello di misurare il valore assoluto del campo totale. Essi, inoltre, non hanno necessità di essere orientati con precisione o livellati, anche se la massima efficienza si ha quando il solenoide è posto a 90° rispetto al Campo Magnetico Terrestre. L'orientamento dipende dal tipo di sensore: ma quello Toroidale è omnidirezionale. La cadenza massima di campionamento è di 1 sec. L'ordine di grandezza del segnale rivelato è dell'ordine dei microVolt. Questo piccolo segnale può essere non rivelabile per la presenza di disturbi causati da linee elettriche o da generatori in corrente alternata. Tali interferenze si verificano in prossimità di fabbricati e, in generale, in centri abitati.

Magnetometro flux gate Il magnetometro flux-gate è costituito da due nuclei paralleli di materiale ferromagnetico, ad alta permeabilità magnetica, avvolti da due circuiti, collegati in serie ed alimentati da una corrente alternata nota. I due nuclei risultano magnetizzati in senso opposto. In assenza di CMT i due nuclei di magnetizzazione sono simmetrici; la tensione indotta che si raccoglie sui due avvolgimenti è allora, in ogni istante di tempo, di segno opposto ma di uguale valore assoluto: la risultante è perciò nulla. Se esiste invece un campo unidirezionale orientato secondo l'asse dei nuclei, i due cicli non sono più simmetrici perchè la magnetizzazione viene rinforzata, nello stesso istante, in uno dei due nuclei, mentre viene indebolita nell'altro. In tal modo la tensione indotta nei due circuiti non avrà più, in ogni istante, lo stesso valore assoluto e quindi si avrà una tensione differenziale che si può misurare con un galvanometro e che sarà proporzionale al valore del CMT.

Magnetometro a pompaggio ottico I magnetometri a pompaggio ottico (a vapori di cesio o rubidio), sfruttano il fenomeno dello “splitting” degli stati quantici di un atomo di un alkalo-metallo (cesio o rubidio) in presenza di un campo magnetico esterno. Siano A e B il livello eccitato e quello base di un atomo, la presenza del campo magnetico “splitta ”i livelli in A1e B1 in cui lo spin atomico è parallelo al campo ed A2 e B2 in cui lo stesso spin è antiparallelo al campo. La separazione tra i livelli è proporzionale all’intensità del campo magnetico. Per rendere più evidente e misurabile il fenomeno, il campione di cesio viene posto in un intenso fascio di luce, ciò permette di aumentare il numero di atomi paralleli o antiparalleli.

Gradiometro magnetico

I sensori Overhauser misurano la densità del flusso magnetico, l’unità di misura è il μT La densità del flusso magnetico sulla superficie terrestre tipicamente varia fra 18 e 70 μT, in base alla zona La densità di flusso in ogni parte della terra può avere variazioni temporali diurne, dovute all’influenza del sole e ai moti interni della terra. Quando un oggetto con alta permeabilità magnetica, distorce la densità di flusso circostante, crea un gradiente magnetico che è proporzionale alla magnitudo della sua permeabilità Se il gradiente magnetico è troppo elevato, lo strumento non funziona correttamente, ecco perché oggetti molto magnetici, come la barca, devono essere tenuti lontani dai sensori

Fenomenologia Un ago magnetico sulla superficie terrestre tende a disporsi sempre nella stessa direzione e verso. Ad ogni tentativo di disorientarlo nasce una forza che tende a rallentarlo, attrarlo o respingerlo. La forza magnetica tra il polo P0 e P1, posti a distanza  è definita, come intensità, dalla (1) (1) Dove  è la permeabilità magnetica, una costante che dipende dalle proprietà magnetiche della roccia. I poli magnetici hanno una intensità unitaria scelta in modo tale che, posti ad un centimetro di distanza fra loro, la forza che risulta è una DYNA. In aria o nel vuoto.

Campo Magnetico L’intensità H [A / m], o in gergo forza, del campo magnetico in un punto è definita come la forza che agisce nel campo su un polo magnetico di intensità unitaria ed è data da (2) Oe (2) L'oersted (simbolo Oe) è l'unità di misura dell'intensità del campo magnetico nel sistema CGS. Nel sistema MKS l’unità è il Tesla (T), uguale a 10 4 Oe.

Momento Magnetico Poiché non può esistere un polo magnetico singolo, bisogna sempre considerare l’insieme di due poli magnetici separati da una distanza L. Ogni sistema fisico capace di risentire degli effetti di un campo magnetico può essere descritto come un dipolo magnetico. Così, l’ago di una bussola, che si orienta lungo le linee di forza del campo magnetico terrestre indicando la direzione Sud-Nord, si può considerare un dipolo magnetico, e così tutti i magneti permanenti. Il prodotto (3) è definito momento di dipolo magnetico. La direzione del dipolo, inteso come vettore, è quella della direttrice che unisce i due poli, il verso è il Nord.