Geofsica Dentro de esta denominacin genrica encontramos, como en el caso de la geologa, toda una gama de tcnicas 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 fsica que contraste con la de los minerales o rocas englobantes. Igual que para localizar una aguja en un pajar un imn es una herramienta de gran utilidad, ste mismo imn no nos servir de nada si lo que hemos perdido entre la paja es una mina de lapicero de 0.5 mm. As, las diversas tcnica aplicables y su campo de aplicacin puede ser el siguiente: Mtodos elctricos: Se basan en el estudio de la conductividad (o su inverso, la resistividad) del terreno, mediante dispositivos relativamente simples: un sistema de introduccin 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. Tambin se utilizan mucho para la investigacin de agua, debido a que las rocas que contienen agua se hacen algo ms conductoras que las que no la contienen, siempre y cuando el agua tenga una cierta salinidad que la haga a su vez conductora. Mtodos electromagnticos: Tiene su base en el estudio de otras propiedades elctricas o electromagnticas del terreno. El ms utilizado es el mtodo de la Polarizacin Inducida, que consiste en mediar la cargabilidad del terreno: se introduce una corriente elctrica de alto voltaje en el terreno y al interrumpirse sta se estudia cmo queda cargado el terreno, y cmo se produce el proceso de descarga elctrica. Muy utilizado para prospeccin de sulfuros, ya que son los que presentan mayores cargabilidades. Otras tcnicas: polarizacin espontnea, mtodos magnetotelricos, etc. Mtodos magnticos: Basados en la medida del campo magntico sobre el terreno. Este campo magntico como sabemos es funcin del campo magntico terrestre, pero puede verse afectado por las rocas existentes en un punto determinado, sobre todo si existen en la misma minerales ferromagnticos, como la magnetita o la pirrotina. Estos minerales producen una alteracin del campo magntico local que es detectable mediante los denominados magnetmetros. Mtodos gravimtricos: 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 especficas, en este caso de densidad distinta a la normal. El gravmetro es el instrumento que se emplea para detectar estas variaciones, que por su pequea entidad y por la influencia que presentan las variaciones topogrficas requieren correcciones muy detalladas, y por tanto, tambin muy costosas. Esta tcnica ha sido utilizada con gran efectividad en la deteccin de cuerpos de sulfuros masivos en la Faja Pirtica Ibrica. Mtodos radiomtricos: se basan en la deteccin de radioactividad emitida por el terreno, y se utilizan fundamentalmente para la prospeccin de yacimientos de uranio, aunque excepcionalmente se pueden utilizar como mtodo 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 helicpteros. Los instrumentos de medida ms usuales son bsicamente de dos tipos: Escintilmetros (tambin llamados contadores de centelleo) o contadores Geiger. No obstante, estos instrumentos solo mide radioactividad total, sin discriminar la longitud de onda de la radiacin emitida. Ms tiles son los sensores capaces de discriminar las distintas longitudes de onda, porque stas son caractersticas de cada elemento, lo que permite discriminar el elemento causante de la radioactividad. Ssmica: La transmisin de las ondas ssmicas por el terreno est sujeta a una serie de postulados en los que intervienen parmetros relacionados con la naturaleza de las rocas que atraviesan. De esta forma, si causamos pequeos movimientos ssmicos, mediante explosiones o cada de objetos pesados y analizamos la distribucin de las ondas ssmicas hasta puntos de medida estratgicamente situados, al igual que se hace con las ondas sonoras en las ecografas, podemos establecer conclusiones sobre la naturaleza de las rocas del subsuelo. Se diferencian dos grandes tcnicas diferentes: la ssmica de reflexin y la de refraccin, que analizan cada uno de estos aspectos de la transmisin de las ondas ssmicas. Es una de las tcnicas ms caras, por lo que solo se utiliza para investigacin de recursos de alto coste, como el petrleo.En definitiva, la geofsica dispone de toda una gama de herramientas distintas de gran utilidad, pero que hay que saber aplicar a cada caso concreto en funcin de dos parmetros: su coste, que debe ser proporcional al valor del objeto de la exploracin, y la viabilidad tcnica, que debe considerarse a la luz del anlisis preliminar de las caractersticas fsicas de este mismo objeto. Calicatas A menudo, tras la aplicacin de las tcnicas anteriores seguimos teniendo dudas razonadas sobre si lo que estamos investigando es o no algo con inters minero. Por ejemplo, podemos tener una anomala geoqumica de plomo y una anomala de geofsica elctrica, pero ser una mineralizacin de galena o una tubera antigua enterrada? En estos casos, para verificar a bajo coste nuestras interpretaciones sobre alineaciones de posible inters minero se pueden hacer zanjas en el terreno mediante pala retroexcavadora, que permitan visualizar las rocas situadas justo debajo del suelo analizado o reconocido. Adems, estas calicatas permitirn obtener muestras ms representativas de lo que exista en el subsuelo, aunque no hay que olvidar que por su pequea profundidad de trabajo (1-3 metros, a lo sumo) siguen sin ser comparables a lo que pueda existir por debajo del nivel de alteracin meterica, dado que, como vimos en el apartado correspondiente, precisamente las mineralizaciones suelen favorecer la alteracin supergnica. Sondeos mecnicos Los sondeos son una herramienta vital la investigacin minera, que nos permite confirmar o desmentir nuestras interpretaciones, ya que esta tcnica 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 recuperacin de testigo continuo) un cilindro de roca de algunos centmetros de dimetro, que puede no haberse recuperado completamente (ha podido haber prdidas durante la perforacin o la extraccin), y que puede haber cortado la mineralizacin en un punto excepcionalmente pobre o excepcionalmente rico. No obstante, son la informacin ms valiosa de que se dispone sobre la mineralizacin mientras no se llegue hasta ella mediante labores mineras. Los sondeos mecnicos son un mundo muy complejo, en el que existe toda una gama de posibilidades, tanto en cuanto al mtodo de perforacin (percusin, rotacin, rotopercusin), como en lo que se refiere al dimetro de trabajo (desde dimetros mtricos a milimtricos), en cuanto al rango de profundidades alcanzables (que puede llegar a ser de miles de metros en los sondeos petrolferos), en cuanto al sistema de extraccin del material cortado (recuperacin de testigo continuo, arrastre por el agua de perforacin, o por aire comprimido). Todo ello hace que la realizacin de sondeos mecnicos sea una etapa especialmente importante dentro del proceso de investigacin minera, y requiera la toma de decisiones ms detallada y problemtica. Interpretacin de resultados A la vista de los hasta ahora expuesto, el proceso de exploracin minera consiste en una toma de datos continua que hay que ir interpretando sobre la marcha, de forma que cada decisin que se tome de seguir o no con las etapas siguientes est fundamentada en unos datos que apoyan o no a nuestra interpretacin preliminar. De esta forma, cada etapa de la investigacin que desarrollamos debe ir encaminada precisamente a apoyar o desmentir las interpretaciones preliminares, mediante nuevos datos que supongan una mejora de la interpretacin, pero sin buscar sistemticamente la confirmacin a toda costa de nuestra idea: la cabezonera puede ser muy costosa para la compaa, aunque sin ella a menudo no habra investigacin minera.

5. Mtodo magntico5.1 Fundamentos tericos5.2 Magnetmetros y otros mtodos de medicin5.3 Reduccin e interpretacin de los datos5.1 Fundamentos tericosHistoria\ Aplicaciones \ Alcance \ Modelo de un dipolo magntico \ Las coordenadas geomagnticas \ Componentes del campo geomagntico \ Variaciones del campo geomagntico \ Unidades de la intensidad magntica \ Susceptibilidad magntica \ Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo \ La induccin magntica H' y la densidad del flujo magntico B \ Imantacin de una sustancia \ HistoriaLa ciencia del magnetismo inici en el ao 1600. En este ao el ingls William Gilbert nacido en 1544 (fallecido en 1603) public el libro 'De Magnete', que es una compilacin de todos los conocimientos ya existentes en el siglo 16 acerca del magnetismo. En esta publicacin Gilbert estableci el concepto de un campo geomagntico general con una orientacin definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo 16 la observacin de anomalas locales en la orientacin del campo geomagntico fue conocida y empleada en la prospeccin de minerales frricos.En 1870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetmetro para determinaciones relativas, rpidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinacin por medio de los mtodos del seno y de la tangente.El mtodo magntico se emple en gran escala en el estudio de estructuras geolgicas, cuando en 1914 y 1915 Adolf Schmidt construy la balanza de precisin vertical, tambin llamada varimetro del tipo Schmidt. Desde 1902 Adolf Schmidt, nacido 1860 en Breslau y fallecido 1944 en Gotha dirigi el observatorio magntico de Potsdam como director. La balanza vertical se constituye de una aguja magntica orientada horizontalmente en la direccin Este Oeste y oscilante sobre cuchillas de gata o bien de cuarzo. Este varimetro permite la medicin del campo vertical y su variacin local en dimensiones de 1 gamma y por lo tanto este instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las exploraciones mineras.AplicacionesEl mtodo magntico es el mtodo geofsico de prospeccin ms antiguo aplicable en la prospeccin petrolfera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueolgicos.En la prospeccin petrolfera el mtodo magntico entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensin de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petroleo.An no siempre con xito se lo aplica en el levantamiento de la topografa del basamento, que puede influir la estructura de los sedimentos superpuestos.Se lo emplea en la delineacin de depsitos magnticos intrasedimentarios como rocas subvolcnicas e intrusiones emplazadas en somera profundidad, que cortan la secuencia sedimentaria normal. Como las rocas sedimentarias generalmente ejercen un efecto magntico desapreciado en comparacin con el efecto magntico generado por las rocas gneas la mayora de las variaciones de la intensidad magntica medidas a la superficie terrestre resulta de cambios litolgicos o topogrficos asociados con rocas gneas o con rocas del basamento. El desarrollo reciente de magnetmetros de alta precisin posibilita ahora la definicin de pequeas repuestas magnticas de alta frecuencia y la deteccin de variaciones muy pequeas de la intensidad magntica, que podran ser relacionadas con variaciones diminutas en el carcter magntico de rocas sedimentarias yacentes en profundidad somera con respecto a la superficie terrestre. Las variaciones magnticas muy pequeas en el contenido en minerales magnticos se refieren a valores alrededor de 0,1 gamma.En las exploraciones mineras se aplica el mtodo magntico en la bsqueda directa de minerales magnticos y en la bsqueda de minerales no magnticos asociados con los minerales, que ejercen un efecto magntico mensurable en la superficie terrestre.Adems el mtodo magntico se puede emplear en la bsqueda de agua subterrnea. Por medio de estudios aeromagnticos se puede localizar zonas de fallas, de cizallamiento y de fracturas, que pueden albergar una variedad grande de minerales y dirigir a una mineralizacin epigentica, relacionada con estress de las rocas adyacentes. El conocimiento de sistemas de fracturas y de acuferos en rocas solidificadas cubiertas por una capa de depsitos aluviales puede facilitar la bsqueda y explotacin de agua subterrnea.A travs del mtodo magntico se puede levantar las discordancias y las superficies terrestres antiguas ahora cubiertas por rocas ms jvenes con el fin de explorar minerales detrticos y/o minerales de uranio relacionados con discordancias.Hasta el medio de la quinta dcada de este siglo prcticamente solo se llevaron a cabo los mtodos magnticos de exploracin en la superficie terrestre. Hoy da en la prospeccin petrolfera se emplean casi exclusivamente magnetmetros instalados en aviones y en barcos. En los estudios de reconocimiento de depsitos minerales se emplean magnetmetros aeroportados.Alcance del mtodo magnticoLas anomalas magnticas detectadas a travs de estudios magnticos en terreno se explican con variaciones en las propiedades fsicas de las rocas como la susceptibilidad magntica y/o la imantacin remanente de las rocas. Estas propiedades fsicas solo existen a temperaturas debajo de la temperatura de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalas magnticas podemos hallar hasta una profundidad mxima de 30 a 40 km.Modelo de un dipolo magnticoEl campo geomagntico se describe en una aproximacin por un dipolo magntico ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje est inclinado con respecto al eje de rotacin de la tierra. El dipolo est dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geogrfico se ubica un polo Sur magntico y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geogrfico se ubica un polo Norte magntico. Por convencin se denomina el polo magntico ubicado cerca del polo Norte geogrfico polo Norte magntico y el polo magntico situado cerca del polo Sur geogrfico polo Sur magntico.

Una aproximacin satisfactoria a la forma del campo geomagntico es un dipolo ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geogrficas siguientes correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie:La interseccin boreal del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79N, longitud = 290E (=70W).La interseccin austral del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79S, longitud = 110E.Las coordenadas geomagnticasPor la inclinacin del eje dipolar geomagntico con respecto al eje de rotacin de la tierra los sistemas de coordenadas geogrficas y geomagnticas no coinciden.Las coordenadas geomagnticas para un lugar en la superficie terrestre se calcula de modo siguiente conociendo las coordenadas geogrficas del lugar en cuestin 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 geomagntica, es positiva hacia el Norte. * = 0 designa el ecuador geomagntico, I = 0 caracteriza el ecuador magntico. * = longitud geomagntica, es positiva hacia el Este partiendo de la interseccin del meridiano geogrfico, que pasa por la interseccin boreal, con el ecuador geomagntico. = ngulo entre los meridianos geogrfico y geomagntico, es positivo hacia el Este, vara de un lugar al otro.Debido a la inclinacin del eje dipolar con respecto al eje de rotacin lugares de muy diferentes latitudes geogrficas pueden ubicarse en la misma latitud geomagntica.Componentes del campo geomagntico

Variaciones del campo geomagntico1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagntico introducido en corteza terrestre por descarga troposfrica (troposfera 0-10km).2: El gradiente geotrmico depende del lugar. En una zona de subduccin en la zona del hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparacin al gradiente geotrmico establecido en el arco magmtico, donde el gradiente geotrmico puede alcanzar a T = 100C/km. El gradiente geotrmico causado por un metamorfismo de soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor de 10C/km. Un valor medio es 30/km. La temperatura de Curie para magnetita es T = 573C.Unidades de la intensidad magnticaEn la magnetometra se emplean varias unidades: 1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105nT (T = Tesla). 1gamma = 10-9T = 1nT.La unidad Gauss se introdujeron en honor al matemtico alemn Carl Friedrich Gauss, nacido 1777 en Braunschweig, fallecido 1855 en Gttingen. Gauss desarroll el mtodo para la determinacin absoluta del campo geomagntico y inici la observacin del campo geomagntico en intervalos regulares. Las unidades Gauss y gamma son las unidades del sistema cgs, la unidad nT es la unidad del sistema SI.Los geofsicos prefieren emplear el parmetro 'intensidad del campo magntico H' en vez del parmetro 'induccin o densidad del flujo B'. Se puede substituir uno de estos parmetros por el otro, porque la permeabilidad del aire vara solo poco de la permeabilidad del vaco. La densidad del flujo B de un campo magntico est relacionada con la intensidad magntica H como sigue: B = 0 x H, donde 0 = permeabilidad del vaco = 1,25 x 10-6 Vs/Am. La permeabilidad se refiere a la facilidad, que ofrece un cuerpo al paso del flujo magntico.A partir del ao 1930 la unidad cgs de la intensidad magntica del campo H se debera denominar Oersted (1Oersted = 1cm-1/2g1/2s-1), pero los geofsicos siguen empleando la unidad Gauss para la intensidad magntica. La unidad comnmente empleada es gamma, introducida 1896 por M. ESCHENHAGEN como esta unidad es til para expresar las variaciones pequeas del campo magntico.Susceptibilidad magnticaPara un campo magntico homogneo 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 ngulo q con el campo externo, se definen la intensidad de magnetizacin I del material como sigue:I = kappa x H x cosqdonde kappa = constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magntica del material, es cero en el vaco.En el caso que el campo externo est normal a la superficie la formula se reduce de la manera siguiente: I = kappa x H. Valores de la susceptibilidad magntica se presenta en lo siguiente.Tabla de valores de la susceptibilidad magntica kappa para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1988), p.650:Sustanciakappa x 106 en unidades cgsH (intensidad magntica del campo externo) en Oersted

Magnetita300000 - 8000000,6

Pirotina1250000,5

Ilmenita1350001

Franklinita36000sin informacin

Dolomita140,5

Arenisca16,81

Serpentina1400030,5

Granito28 - 27001

Diorita46,81

Gabro68,1 - 23701

Prfido471

Diabasa78 - 10501

Basalto6801

Diabasa de olivino20000,5

Peridotita125000,5 - 1,0

Ntese, que los valores de la intensida magntica del campo externo aplicado varan para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo geomagntico es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5Oersted respectivamente.Como supuestamente el magnetismo de la mayora de las rocas se debe a su contenido en magnetita SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magntica de una roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la susceptibilidad magntica 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 magnticas aportadas por magnetita e ilmenita y calculadas segn el mtodo de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y de las susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas estn expuestos en la tabla siguiente segn SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988), p.651.Tipo de rocaPromedio de % de volumen en magnetita kappa x 106 Promedio de % de volumen en ilmenita kappa x 106

Prfidos de cuarzo0,82 2500 0,3 410

Riolitas1,00 3000 0,45 610

Granitos0,90 2700 0,7 1000

Sienitas traquticas2,04 6100 0,7 1000

Nefelitas eruptivas1,51 4530 1,24 1700

Nefelitas abisales2,71 8100 0,85 1100

Piroxenitas3,51 10500 0,40 5400

Gabros2,40 7200 1,76 2400

Latitas monzonticas3,58 10700 1,60 2200

Rocas con leucita3,27 9800 1,94 2600

Diorita dactica de cuarzo3,48 10400 1,94 2600

Andesita4,50 13500 1,16 1600

Dioritas3,45 10400 2,44 4200

Peridotitas4,60 13800 1,31 1800

Basaltos4,76 14300 1,91 2600

Diabasas4,35 13100 2,70 3600

En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magntica de una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magntica de los mismos tipos de rocas (vase 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 evaluacin de la calidad de los datos.La susceptibilidad magntica 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 magntica de una roca.Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externoSe distingue los materiales siguientes segn su comportamiento ponindolos en un campo externo:1. Materiales diamagnticos 2. Materiales paramagnticos 3. Materiales ferromagnticos ferromagnticos verdaderos antiferromagnticos ferrimagnticos 1. Los materiales diamagnticos estn caracterizados por susceptibilidades magnticas negativas, lo que significa, que la imantacin inducida en ellos est orientada en sentido opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnticas de la mayora de los materiales diamagnticos no dependen de la temperatura. Solo las susceptibilidades magnticas de antimonio y bismuto varan a T = -180C. Materiales diamagnticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrn alrededor de su ncleo generando una corriente de poca intensidad. El momento magntico (o espn) es un vector, que en presencia de un campo magntico externo toma un movimiento de precesin alrededor de este campo externo. Este movimiento peridico adicional del electrn produce un momento magntico orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo puro slo aparece si los momentos magnticos de los tomos son nulos en ausencia de un campo exterior como en los tomos o iones que poseen capas electrnicas completas. 2. Los materiales paramagnticos son ligeramente magnticos, caracterizados por susceptibilidades magnticas pequeas positivas. En los materiales paramagnticos la susceptibilidad magntica es inversamente proporcional a la temperatura absoluta segn la Ley de Curie. La mayora de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo los silicatos comunes son para- o diamagnticos. Los granos de materiales para- y diamagnticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con respecto al campo externo aplicado. Los tomos o las molculas de los materiales paramagnticos estn caracterizados por un momento magntico en ausencia de un campo externo y por una interaccin magntica dbil pasando entre sus tomos. Normalmente sus tomos estn distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse paralelamente a la direccin del campo. Esta alineacin es una tendencia, que se opone a su agitacin trmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnticos) no compensados de los electrones, que ocupan capas atmicas incompletas como los subpisos 3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnticos son olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un separador magntico dependiendo de sus susceptibilidades magnticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas intensidades del campo magntico engendrado por el separador magntico . 3. Los materiales ferromagnticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin aplicar un campo magntico externo la interaccin de los momentos magnticos de sus tomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de tomos, llamados dominios. En los elementos hierro, cobalto y nquel esta interaccin es caracterstica para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus tomos. Estos elementos pueden lograr un estado de imantacin espontneo consistente en la configuracin ordenada de los momentos magnticos de todos los tomos. Aplicando un campo magntico los dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la direccin del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magntica alta. A los cuerpos ferromagnticos corresponden ciclos de histresis tpicos.

En los materiales antiferromagnticos los momentos magnticos de los tomos vecinos son de la misma magnitud, pero antiparalelos. Cada una de estas subredes recuerda un estado de un cuerpo ferromagntico. Las dos subredes ordenadas orientadas en sentido opuesto entre s se anulan mutuamente resultando en un momento magntico total igual a cero. La susceptibilidad magntica de un material antiferromagntico es relativamente baja a temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura acercndose a la temperatura de Curie caracterstica para el material en cuestin, alcanza su mximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad decrece. A los materiales antiferromagnticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3, TCurie = 675C), los xidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de nquel. Los materiales ferrimagnticos tienen dos subredes de iones metlicos con momentos magnticos 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 ferrimagntico y el mineral ms importante en contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnticos son la ilmenita FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los xidos 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 composicin de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el tringulo siguiente.

Adems la pirotina contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas.La induccin magntica H' y la densidad del flujo magntico BUn material imantado por un campo externo H genera por si mismo un campo H' relacionado con la intensidad de magnetizacin o la imantacin respectivamente por la formula siguiente: H' = 4pi x I. El flujo magntico total del material con eje perpendicular al campo generado y medido en una cavidad pequea del material se denomina induccin magntica o densidad del flujo magntico B, que es la suma de los campos magnticos interno y externo. En los materiales moderadamente magnticos la densidad del flujo magntico es proporcional a la intensidad magntica 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 = x H. La constante de proporcionalidad ya se conoce como la permeabilidad (vase parfo unidades de la intensidad magntica): = B/H = 1 + 4pi x kappa.Para demostrar el comportamiento de un material ferromagntico, que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cclicas se sita una muestra totalmente desmagnetizada de un material ferromagntico entre los polos de un imn electromagntico originando un campo externo. El campo magntico externo producido por el imn electromagntico se controla subiendo, disminuyendo o invirtiendo la corriente. La induccin expresada como densidad del flujo magntico se mide con un galvanmetro balstico conectado a una espiral arrollada alrededor de la muestra. Los resultados se presentan en un grfico de la densidad del flujo magntico B en funcin 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 induccin o la densidad del flujo magntico B respectivamente de acuerdo con la relacin B = x H. Cuando la imantacin de la muestra har alcanzada un cierto valor, la densidad del flujo magntico no sube ms, aun la magnitud del campo externo H se incrementa todava. A este fenmeno se llama la saturacin. La curva del diagrama B en funcin de H se acerca a una lnea horizontal. Cuando paulatinamente se disminuye la magnitud del campo externo hasta cero, la densidad del flujo magntico en lugar de volverse cero igualmente retiene un valor R denominado la magnetizacin remanente. Invirtiendo la corriente y en consecuencia la magnitud del campo externo H, la densidad del flujo magntico B disminuye hasta llegar a cero y luego se acerca a la saturacin correspondiente a un campo externo invertido. Una reduccin del campo externo hacia cero har cambiar la densidad del flujo a un valor R-. Una segunda aplicacin de la magnetizacin positiva volver a invertir de nuevo la direccin de la densidad del flujo magntico y se originar una segunda fase en la saturacin positiva. Este experimento demuestra como un cuerpo magnetizable puede quedar magnetizado an el campo externo magntico causante ya ha desaparecido.Imantacin de una sustanciaLa imantacin de una roca o de un mineral respectivamente se constituye de las dos porciones siguientes: de la imantacin inducida (Iind) y de la imantacin remanente (Irem): I = Iind + Irem = kappa x H + Irem, donde kappa = susceptibilidad magntica de la roca o del mineral y H = intensidad magntica del campo externo.La imantacin remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo geomagntico, su magnitud y su direccin determinan la imantacin de las rocas magnticas. La magnitud y la direccin de la proporcin inducida de la imantacin estn determinadas por la magnitud y la direccin actualmente establecidas del campo geomagntico. Como el campo geomagntico vara con el tiempo la magnitud y la direccin del campo geomagntico de un lugar varan tambin. Las rocas pueden conservar una imantacin remanente relacionada con el campo geomagntico existente cuando estas rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmticas la direccin de la imantacin coincide con la direccin del campo geomagntico 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 imantacin remanente se llama imantacin termoremanente. En el caso de rocas fundidas rpidamente enfrindose como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnticos se alinean paralelamente a la direccin del campo geomagntico existente en el tiempo de la solidificacin y del enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clsticas los granos magnticos se alinean durante la deposicin en agua quieta segn la direccin del campo geomagntico existente. Este tipo de imantacin se denomina imantacin remanente de deposicin.El estudio de la historia del campo geomagntico, denominado paleomagnetismo se basa en la imantacin remanente. Adems el estudio de la imantacin remanente contribuye a la geologa histrica y dio una evidencia ms para la tectnica de placas.