La anomalía del Atlántico Sur: la clave para una posible inversión geomagnética

La anomalía del Atlántico Sur es hoy en día una de las características más importantes del campo magnético de la Tierra. Su extensión en la superficie de la Tierra crece continuamente desde que se dispone de mediciones instrumentales de intensidad que cubren parte del hemisferio sur y se centran en América del Sur. Varios estudios asocian esta anomalía como un indicador de una próxima transición geomagnética, como una excursión o una inversión. En este artículo llevamos a cabo un estudio detallado sobre esta cuestión utilizando los modelos más recientes que también incluyen datos de la última misión Swarm de la ESA. Nuestros resultados revelan que uno de los parches de polaridad invertida ubicados en el CMB bajo el Océano Atlántico Sur está creciendo a una tasa pronunciada de −2,54·10 5 nT por siglo y con deriva hacia el oeste. Además, demostramos que el campo cuadrupolo controla principalmente este parche de inversión junto con la rápida decadencia del campo dipolar. La presencia de parches de inversión en el CMB parece ser característica durante la fase de preparación de una transición geomagnética. Sin embargo, el valor actual del momento dipolar (7,7 10 22 A·m 2 ) no es tan bajo en comparación con los datos paleomagnéticos recientes para el Holoceno (últimos 12 ka) y para toda la polaridad geomagnética normal de Brunhes (últimos ~0,8 Ma). , aunque la tasa de desintegración es similar a la dada por inversiones o excursiones geomagnéticas documentadas anteriormente.

Introducción

La dinámica del núcleo de la Tierra es un desafío hoy en día para la comunidad geofísica y el conocimiento detallado de la variación secular (SV) del campo magnético de la Tierra puede arrojar luz sobre este tema. Los datos geomagnéticos históricos ( Jonkers et al., 2003 ) están disponibles sólo desde el siglo XVI. Este es el caso de los datos direccionales (es decir, inclinación y declinación), pero no de los datos de intensidad porque Carl-Friedrich Gauss realizó las primeras mediciones de intensidad absoluta en 1832 ( Gauss, 1833 ). El uso de estos datos históricos ha permitido tener una imagen del comportamiento del campo geomagnético durante los últimos cuatro siglos tal y como refleja el primer modelo histórico publicado por Jackson et al. (2000) : el modelo GUFM1. A finales del siglo XIX, se establecieron observatorios geomagnéticos permanentes que proporcionaban series temporales continuas de datos geomagnéticos. Sólo a partir de mediados del siglo XX los datos geomagnéticos terrestres se complementaron con datos de satélite a diferentes altitudes sobre la superficie de la Tierra. La era de la medición por satélite comenzó con la anterior serie POGO, cuando en octubre de 1965 se lanzó el primer satélite, el OGO-2, para medir la intensidad total del campo geomagnético. La inclusión de los componentes vectoriales de las misiones satelitales (Magsat, Ørsted, CHAMP, SAC-C) ha proporcionado los modelos globales más precisos, como los modelos integrales de campo geomagnético ( Sabaka et al., 2015 y referencia allí, entre otros) . Desde finales de 2013 el esfuerzo por estudiar la evolución espacial y temporal del campo geomagnético experimenta una clara mejora gracias a una nueva misión de la Agencia Espacial Europea (ESA) ( Olsen y Haagmans, 2006 y referencias allí) dedicada específicamente a monitorear y estudiar el campo geomagnético. Complejidad del campo geomagnético actual: la constelación Swarm. La misión se basa en tres satélites gemelos que proporcionan mediciones de alta calidad del campo geomagnético en tres planos orbitales diferentes. Proporciona la posibilidad de obtener modelos “dinámicos” en tiempo real del campo geomagnético. Estos modelos sólo son posibles cuando tenemos mediciones simultáneas (a nivel del suelo y en el espacio) en diferentes emplazamientos, para separar con precisión las variaciones espaciales y temporales y explotar todo el potencial de la precisión con la que se puede medir el campo geomagnético en presente. Los últimos modelos globales que contienen los datos de Swarm son el IGRF-12 ( Thébault et al., 2015 ) o el CHAOS-5 ( Finlay et al., 2015 ), entre otros.

La Figura 1 muestra un mapa global del elemento de intensidad geomagnética en 2015.0 según los datos de Swarm (modelo proporcionado por el producto Level 2 Long-term de la ESA). Como se puede observar, existe una característica anómala sobresaliente que domina las características del campo total en la superficie de la Tierra: la llamada Anomalía del Atlántico Sur (SAA). Esta gran anomalía de la intensidad del campo geomagnético (aquí delimitada operativamente por la línea blanca de 32.000 nT) se extiende desde el Pacífico Oriental hasta Sudáfrica cubriendo latitudes entre 15 y 45°S con un valor mínimo alrededor de 22.500 nT ubicada cerca de la ciudad de Asunción ( Paraguay). Esta característica no sólo es característica del campo geomagnético actual sino que se ha presentado casi durante la era histórico-instrumental geomagnética, es decir, los últimos 400 años ( Jackson et al., 2000 ). Un estudio muy reciente ( Tarduno et al., 2015 ) analiza la antigüedad de esta anomalía mediante datos paleomagnéticos (de 1000 a 1600 d.C.) infiriendo la persistencia de la anomalía también durante esas antiguas épocas.

La región sobre la SAA (ver Figura 1 ) se caracteriza por una alta radiación cerca de la superficie de la Tierra debido al muy débil campo geomagnético local y, en consecuencia, representa la entrada favorita de partículas de alta energía en la magnetosfera, junto con la regiones polares ( Vernov et al., 1967 ; Heirtzler, 2002 ). Este efecto no sólo es problemático a gran altura, donde los satélites u otros objetos que orbitan alrededor de la Tierra se ven afectados por una alta densidad de partículas de rayos cósmicos, sino también a nivel de la superficie, donde las comunicaciones pueden verse perturbadas debido a las corrientes inducidas en la transmisión. líneas durante tormentas geomagnéticas ( Trivedi et al., 2005 ). Como ejemplo, la Estación Espacial Internacional requiere blindaje adicional para abordar este problema ( McFee, 1999 ) y el Telescopio Espacial Hubble interrumpe la adquisición de datos mientras pasa por el SAA. Además, la salud de los astronautas también se ve afectada por el aumento de la radiación en esta región, que se cree que es responsable de las peculiares “estrellas fugaces” que ocurren en su campo visual ( Casolino, 2003 ).

Gracias a los modelos geomagnéticos de alta resolución actuales conocemos el origen interior del SAA. El SAA en la superficie de la Tierra es la respuesta de una trayectoria de flujo inverso en el límite núcleo-manto (CMB) de la componente radial del campo geomagnético ubicado aproximadamente debajo del Océano Atlántico Sur generando la asimetría hemisférica del campo geomagnético (por ejemplo, Heirtzler , 2002 ). El comportamiento del SAA parece indicar que esta asimetría podría estar relacionada con la disminución general del campo dipolar y con el aumento significativo del campo no dipolar en la región del Atlántico Sur (p. ej., Gubbins et al., 2006 ; Aubert, 2015 ; Finlay et al., 2016 , entre otros).

Dado que el campo geomagnético cambia en el espacio y el tiempo y su fuerza dipolar magnética disminuye continuamente ( Thébault et al., 2015 ), el futuro de esta gran anomalía es un desafío de importancia teórica y práctica debido a los efectos de gran influencia sobre la salud humana y el impacto en la eficiencia instrumental. De hecho, la disminución de los valores de intensidad del SAA está lejos de ser un efecto regional, y los valores deprimidos del SAA cubren una gran área en el Océano Atlántico Sur y áreas adyacentes (Figura 1 ). Además, estudios muy recientes ( De Santis et al., 2013 ) indican que la extensión del área de la SAA sigue una aceleración logarítmica periódica que se asemeja al comportamiento de un sistema crítico que avanza hacia una transición crítica. Este comportamiento del campo geomagnético parece presente ya que se dispone de mediciones históricas o instrumentales del campo geomagnético. Otra característica interesante es que este bajo valor de la intensidad del campo geomagnético en latitudes bajas se complementa con un aumento en las regiones polares (como el caso de la llamada Alta Siberia) y este es el escenario clásico para una excursión o inversión del campo geomagnético.

La SAA durante los últimos 200 años

Para comprender mejor el comportamiento actual del SAA hemos realizado un estudio de la evolución espacial y temporal de este accidente geomagnético durante los últimos dos siglos.

Para el período más antiguo, utilizamos el modelo geomagnético histórico GUFM1 ( Jackson et al., 2000 ). Este modelo global fue desarrollado utilizando funciones armónicas esféricas (SH) en el espacio hasta el grado 14 y splines cúbicas en el tiempo, cubriendo el período de 1590 a 1990. Jackson et al. (2000) resolvieron la falta de información de intensidad antes de 1832 asumiendo una extrapolación lineal del primer coeficiente de Gauss.gramo01
antes de 1840 según su evolución durante las épocas más recientes, es decir, 1840-1990. Este coeficiente es una clave importante para estudiar el comportamiento del SAA ya que de él depende fuertemente el elemento de intensidad. En otras palabras, las intensidades del modelo GUFM1 no están bien restringidas antes de ~1840 y esto debe tenerse en cuenta cuando se calcula la extensión del área SAA. De hecho, si calculamos la extensión del área SAA siguiendo las nuevas versiones proporcionadas por Gubbins et al. (2006) y Finlay (2008) se encuentra una clara diferencia antes de 1840 (ver Figura 2 ) entre los diferentes modelos. Estos últimos autores desarrollaron los nuevos modelos utilizando todos los datos paleomagnéticos de intensidad disponibles ( Korte et al., 2005 ) desde 1590 hasta 1840 siguiendo diferentes enfoques y proporcionaron un nuevo valor para el primer coeficiente de Gauss para este período. Sin embargo, actualmente no se puede dar una respuesta definitiva sobre qué modelo es el mejor. Por esta razón, preferimos comenzar nuestro estudio después de 1840, dondegramo01
El coeficiente está bien restringido por datos de intensidad histórica/instrumental.

De 1900 a 2015 utilizamos la última generación del Campo de Referencia Geomagnético Internacional, es decir, el IGRF-12 ( Thébault et al., 2015 ). Este modelo, propuesto cada 5 años por la Asociación Internacional de Geomagnetismo y Aeronomía (IAGA), proporciona una descripción global del campo geomagnético principal hasta el grado armónico 13 utilizando datos de satélites y de observatorios y estudios de todo el mundo. El IGRF-12 también contiene nuevos datos satelitales de alta calidad de la misión Swarm desde noviembre de 2013.

El uso de modelos globales para analizar el comportamiento de las SAA no es innovador y ya se han realizado algunos estudios utilizando el modelo GUFM1, como el trabajo de Hartmann y Pacca (2009) . Aplicaron el modelo GUFM1 junto con datos de cuatro observatorios geomagnéticos ubicados en América del Sur (Argentina y Brasil). Los resultados muestran que la SAA en la superficie de la Tierra se caracteriza por una deriva hacia el oeste-sur con tasas variables durante los últimos 400 años. Definieron la región SAA por la isolínea de intensidad de 28.000 nT y, según eso, la intensidad dentro de esta región está disminuyendo, como también lo corroboran los datos del observatorio. Finalmente, estos autores analizaron en la superficie terrestre la contribución no dipolar del modelo GUFM1 indicando que el SAA se rige por los términos cuadrupolar y octupolar. Un estudio más reciente ( De Santis y Qamili, 2010 ) modeló el SAA como la superposición del campo geomagnético axial y un monopolar equivalente local generado en la proximidad del CMB utilizando las predicciones del modelo GUFM1. Utilizando esta aproximación, caracterizaron el SAA como un “monopolo equivalente” que se mueve cerca del CMB con una deriva media de 10 a 20 km/año en una rotación anticiclónica centrada en 55°S de latitud y 0°E de longitud. De Santis et al. (2013) definieron la SAA en la superficie de la Tierra como la región limitada por la isolínea de intensidad de 32.000 nT y calcularon la extensión del área utilizando el modelo GUFM1. Los resultados de ese trabajo indican que la extensión del área de la SAA ha ido creciendo continuamente desde que hay datos geomagnéticos históricos o instrumentales disponibles (ver Figura 2 ).

En este estudio revisitamos el uso del modelo GUFM1 y, por primera vez, utilizamos el IGRF-12, ambos para analizar diferentes características de la SAA durante los últimos 200 años:

(a) Intensidad mínima del SAA en la superficie terrestre . Para ubicar la posición y el valor de la intensidad mínima dentro de la región SAA, hemos realizado un enfoque iterativo basado en el campo de gradiente de intensidad utilizando ambos modelos globales en pasos de 5 años desde 1840 hasta 2015. Las Figuras 3A , B muestran la movimiento y el valor de la intensidad mínima, respectivamente. La curva de intensidad mínima se caracteriza por una disminución continua con un SV medio de −30 nT/año. Por otro lado, como indican Hartmann y Pacca (2009) , el movimiento del SAA está directamente relacionado con la deriva hacia el oeste del campo geomagnético debido a la evolución del campo no dipolar. De hecho, la velocidad de la intensidad mínima de las últimas décadas concuerda bastante bien con la velocidad de la actual deriva hacia el oeste, es decir, ~0,18°/año ( Dumberry y Finlay, 2007 ).

(b) Extensión del área SAA en la superficie de la Tierra . Hemos calculado la extensión del área de la SAA utilizando ambos modelos. El área se ha calculado por interpolación en una cuadrícula regular sobre la superficie terrestre de 4 × 10 4 puntos. La región SAA estaba delimitada por la línea de contorno de intensidad de 32.000 nT. Nuestros resultados (ver Figura 4A ) concuerdan con los de De Santis et al. (2013) que muestran cómo la extensión del área SAA ha ido creciendo continuamente. Sin embargo, nuestros resultados revelan más detalles (ver Figura 4B ): la extensión del área SAA está aumentando con períodos de aceleraciones (1840–1875 y 1900–1960) y desaceleraciones (1975–1900 y 1960–2015). Para complementar este estudio, se proporciona como material complementario una animación que muestra la evolución de la SAA (cada 5 años) en términos de mapas de intensidad (Figura S1).

El origen de la SAA: un estudio de caso de los últimos 200 años

Según Gubbins et al. (2006) la decadencia actual del campo geomagnético dipolo está relacionada con la extensión del área de la SAA. Sin embargo, este efecto debe considerarse a escala global porque el campo dipolar, que está definido por el grado armónico n = 1, tiene en cuenta las longitudes de onda espaciales más grandes. En otras palabras, la decadencia del campo dipolar aumenta el área de extensión del SAA y disminuye el campo de intensidad total promediado a escala global. Por otro lado, según otros estudios ( Hartmann y Pacca, 2009 ; De Santis et al., 2013 ), el comportamiento de los SAA durante los últimos siglos está relacionado con los grados armónicos superiores n = 2 y 3, es decir, los campos cuadrupolos y octupolos. Este es un tema importante porque estas contribuciones no dipolares juegan un papel importante durante las inversiones geomagnéticas que se caracterizan por altas proporciones entre la contribución no dipolar sobre la dipolar (por ejemplo, Valet et al., 1999 ).

En este artículo hemos analizado con más detalle cómo ambas contribuciones, es decir, la dipolar ( n = 1) y la no dipolar ( n > 1), afectan a la evolución de la SAA durante los dos últimos siglos. Para ello, primero estudiamos el origen del SAA utilizando la componente radial del campo geomagnético proporcionada por los modelos GUM1 e IGRF-12. La Figura 5 muestra diferentes mapas de este elemento geomagnético en el CMB para cuatro épocas separadas desde 1840 hasta 2015. Como era de esperar, cuando se considera solo el campo dipolar (mapas A, B, C, D) el elemento B r presenta una clara simetría. en el CMB con valores positivos/negativos en el hemisferio geomagnético Sur/Norte. Sin embargo, la adición del cuadrupolo ( n = 2) al anterior rompe esta simetría justo debajo del Océano Atlántico Sur mostrando una clara anomalía en esta zona en el CMB (mapas E, F, G, H). Finalmente, cuando se incluye el octupolo ( n = 3) la simetría desaparece totalmente (mapas I, J, K, L) y aparece una región de polaridad de flujo inverso que se expande en el tiempo bajo el Océano Atlántico Sur convirtiéndose en un flujo inverso claro y aislado. polaridad en 2015 (Mapa L). Para complementar estos mapas, también hemos trazado los mapas de intensidad en la superficie de la Tierra para resaltar el efecto en el SAA utilizando las mismas contribuciones armónicas y épocas (consulte la Figura S2 del material complementario). Como muestran los diferentes mapas, el dipolo afecta los valores de intensidad a escala global mostrando valores bajos en los tiempos más recientes (decaimiento del campo dipolar, mapas A, B, C, D en la Figura S2). Por el contrario, los campos cuadrupolares y octupolares crean un claro camino de inversión en el CMB que genera valores de baja intensidad en la superficie de la Tierra centrada sobre el Océano Atlántico Sur y áreas adyacentes.

El siguiente paso es calcular el área de extensión de SAA utilizando las diferentes contribuciones armónicas. El procedimiento para calcular el área de extensión SAA es el detallado en la Sección anterior Extensión del Área SAA en la Superficie Terrestre. La diferencia radica en los valores de los coeficientes de Gauss involucrados en los primeros tres grados armónicos. Hemos mantenido constante el valor del coeficiente de Gauss al inicio de las ventanas temporales, es decir, en 1840. La Figura 6 muestra los resultados de las diferentes áreas de extensión de SAA según las diferentes contribuciones armónicas constantes. La línea negra es el área de extensión SAA original cuando se modifica cualquier coeficiente de Gauss (igual al de la Figura 4A ). El efecto cuantitativo en el área de extensión SAA debido a un dipolo constante (línea roja) o cuadrupolo (línea azul) es aproximadamente el mismo con una reducción del área alrededor de un 50 % más pequeña que la original para la ventana temporal total. Este porcentaje aumenta hasta el 85% cuando consideramos ambas aportaciones juntas (línea amarilla). Finalmente, una contribución octupolar constante no afecta significativamente el área de extensión (línea verde), pero cuando esto se suma al dipolo y cuadrupolo constantes anteriores, el área de extensión SAA no presenta cambios importantes durante los últimos 200 años (línea violeta).

Discusión

La última inversión completa del campo magnético de la Tierra ocurrió hace 780.000 años: la inversión de polaridad Matuyama-Bruhnes (M-B), donde el polo norte magnético se desplazó hacia el polo geográfico sur alcanzando la polaridad normal actual. Esta característica ha sido profundamente estudiada hasta convertirse en el evento geomagnético pasado mejor documentado en base a la enorme densidad de datos paleomagnéticos que registran esta transición de polaridad (ver Valet et al., 1999 para una revisión). Durante la última década, estos datos paleomagnéticos se han utilizado para modelar el comportamiento del campo geomagnético durante esta transición ( Leonhardt y Fabian, 2007 ) o para limitar las simulaciones numéricas de geodinamo (por ejemplo, Aubert et al., 2008 ) señalando diferentes escenarios. para la fase precedente de una inversión geomagnética.

Una de las hipótesis más aceptadas es que las transiciones geomagnéticas están precedidas por la aparición de parches de flujo de polaridad invertida en latitudes bajas o medias que luego migran hacia los polos reduciendo el campo dipolar axial ( Aubert et al., 2008 ; Wicht y Christensen, 2010 ; entre otros). De hecho, durante una inversión, la fuerza dipolar (momento dipolar geomagnético, DM) decae hasta valores entre un 10 y un 20% inferiores a los característicos de un cron geomagnético (véanse las curvas DM proporcionadas por Valet et al., 2005 ; o Channel et otros, 2009 ). Al mismo tiempo, las contribuciones no dipolares desempeñan un papel importante, como lo pone de relieve la diversidad en las trayectorias de los polos geomagnéticos virtuales encontradas en estudios paleomagnéticos centrados en el mismo evento geomagnético (ver, por ejemplo, Laj et al., 2006, donde Laschamp Se analiza la excursión geomagnética).

De acuerdo con los patrones antes mencionados, se podría pensar que el actual campo geomagnético está pasando a una transición porque: (a) lo caracterizan un aumento de las contribuciones no dipolares y una conocida decadencia del campo dipolar; (b) dos parches prominentes de polaridad inversa se encuentran en el CMB en la parte sur de América y África; (c) cálculos estadísticos simples muestran que el tiempo promedio entre reversiones es de 400 kaño y la última reversión ocurrió hace 780 kaño.

Para analizar con más detalle al menos los dos primeros patrones anteriores, hemos utilizado los modelos geomagnéticos GUFM1 e IGRF-12 de 1840 a 2015.

La Figura 7 contiene la energía de los campos dipolar y no dipolar, en términos de los espectros de potencia de los coeficientes de Gauss en la superficie de la Tierra, para ambos modelos desde el inicio de las mediciones instrumentales del elemento de intensidad, es decir, 1840. Resultados muestran que el campo dipolar está disminuyendo a una tasa de −12% por siglo y esta tasa es más rápida de lo esperado para la difusión geomagnética y concuerda con las tasas de desintegración encontradas en las transiciones geomagnéticas ( Laj y Kissel, 2015 ). Además, la energía del campo no dipolar aumenta con el tiempo a un ritmo pronunciado del +70% por siglo.

Sin embargo, el escenario anterior parece estar alejado de los que caracterizan una transición geomagnética, porque el valor actual del DM no parece ser anómalo si lo comparamos con el DM durante el Holoceno (últimos 12 ka) y la cronología completa de la polaridad de Brunhes. (últimos 0,78 ka). Para el primer caso, es decir, el Holoceno, hemos utilizado el modelo global SHA.DIF.14k ( Pavón-Carrasco et al., 2014 ). Como se indica en la Figura 8A , durante el Holoceno la DM oscila entre 4 y 11 × 10 22 A·m 2 con un valor medio igual a 8,1 ± 1,6 × 10 22 A·m 2 . Para tiempos más antiguos, utilizamos las curvas SINT800 ( Guyodo y Valet, 1999 ) y PISO-1500 ( Channel et al., 2009 ) que proporcionan el DM (en este caso es el momento dipolar axial virtual) para los últimos 800 ka y 1,5 Ma, respectivamente. Ambas curvas muestran los valores de DM durante las transiciones geomagnéticas: 7 excursiones (flechas rosadas en la Figura 8B ) y la inversión B-M (flecha verde en la Figura 8B ). Como se muestra, los valores de DM para estos eventos son bajos con valores alrededor de 3 × 10 22 A·m 2 para la excursión y menores que 1 × 10 22 A·m 2 para la inversión de BM. El DM promedio para todo el cron es 6.0 ± 1.5 × 10 22 y 7.1 ± 2.7 × 10 22 A·m 2 considerando SIN800 y PISO-1500, respectivamente.

La comparación con el valor actual del DM (7,7 10 22 A·m 2 , proporcionado por los productos Swarm Level2 en 2015.0) muestra que incluso si el campo dipolar está decayendo durante los últimos siglos, el valor del DM concuerda con la media valor de la MS durante el Holoceno y es superior a los valores típicos de MS durante las excursiones (~3 × 10 22 A·m 2 ) y la inversión de BM (inferior a 1 × 10 22 A·m 2 ).

En términos de parches de polaridad inversa en el CMB, hemos analizado el componente radial en el CMB (solo hasta el grado armónico 6) utilizando los modelos geomagnéticos de 1840 a 2015 (ver Figura 9 ). Al comienzo de nuestras ventanas temporales, solo hay un parche de polaridad inversa en el CMB que cubre la mayor parte del Océano Atlántico Sur (Figura 9A ). Este parche se movió hacia el oeste, creció en extensión y luego, alrededor de 1900, se dividió en dos parches diferentes (Figuras 9B a D ; consulte la serie de mapas cada 5 años en la Figura S3 del Material complementario). A partir de este momento, la extensión del área de la mancha de flujo inverso ubicada en América del Sur (con el centro cerca de las Islas Malvinas) se mantiene constante durante los últimos 115 años, sin embargo, la otra mancha ubicada en el océano Atlántico entre África y la Antártida se convierte en más acentuado y con clara deriva occidental. Sin embargo, queremos advertir que este comportamiento antes de 1900 (es decir, un parche de inversión) podría no ser real debido a la menor resolución del modelo GUFM1 en comparación con el modelo IGRF-12. Este estudio se complementa con el comportamiento de los valores mínimos del elemento radial geomagnético B r para ambos parches de inversión (ver Figura 9E ). El valor mínimo de B r para la zona africana está disminuyendo a una tasa de −2,54·10 5 nT por siglo, lo que provoca el crecimiento del área de esta zona en el CMB. Por el contrario, el parche americano parece estar desapareciendo ya que el valor mínimo de B r presenta una tasa de cambio positiva: +0,67·10 5 nT por siglo.

Los parches encontrados parecen estar de acuerdo con la hipótesis revisada recientemente por Tarduno et al. (2015), donde los autores sugieren que la aparición de estos parches de polaridad inversa está relacionada con los límites de la gran provincia africana de baja velocidad de corte (LLSVP). El LLSVP es un área abrupta en el CMB bajo Sudáfrica caracterizada por una anomalía de ondas sísmicas bajas. Tarduño et al. (2015) proponen que el flujo central en áreas cercanas al LLSVP africano desarrolla un componente ascendente a pequeñas escalas, lo que permite que haces de flujo de polaridad invertida se filtren hacia arriba, pero también admiten que se necesitan simulaciones teóricas y numéricas más detalladas para confirmar su hipótesis.

Finalmente, en términos estadísticos, la ocurrencia promedio de transición geomagnética durante los últimos 83 Ma es de 400 kaño ( De Santis et al., 2013 ). Calcularon el valor medio sólo para los últimos 83 Ma para evitar el Supercrono Normal del Cretácico (de 83 a 121 Ma), donde el campo geomagnético mantuvo la misma polaridad normal durante 38 Ma.año. Si tenemos en cuenta que la última inversión se produjo hace 780 ka, este sencillo estudio estadístico sugiere que el campo geomagnético está tardando mucho en alcanzar una nueva inversión, superior al valor medio de 400 kaño. Sin embargo, también señalamos que Constable y Korte (2006) han demostrado que la probabilidad de observar un cron tan largo como el actual Brunhes chron no es improbable.

Volviendo a las tres características de una inversión, es decir, (a) campo dipolar de desintegración, (b) parches de inversión en el CMB en latitudes medias y (c) una tasa media de 400 kaño para las inversiones, podemos concluir que los patrones (b) y (c) concuerdan con una próxima transición del campo magnético de la Tierra. Sin embargo, el primero (a) no está claro: aunque el campo dipolar decae más rápido de lo esperado por la difusión geomagnética, el valor actual del DM no es comparable con los dados por las transiciones geomagnéticas registradas en las rocas. Sin embargo, es interesante observar que el ritmo actual de decadencia es comparable al ocurrido durante reversiones anteriores ( Laj y Kissel, 2015 ).

Conclusiones

En este trabajo hemos analizado en detalle los pros y los contras de una posible transición geomagnética próxima, prestando especial atención al continuo aumento del área de extensión SAA. Nuestros resultados, realizados durante los últimos 200 años, revelan que el campo geomagnético presenta dos parches de polaridad inversa en el CMB que están creciendo y moviéndose hacia el oeste. Ambas zonas se caracterizan por valores negativos de la componente radial del campo geomagnético y la zona africana está creciendo a una tasa de −2,54·10 5 nT por siglo. Además, hemos demostrado que el campo cuadrupolo controla principalmente estos parches de inversión en el CMB y esto concuerda con la fase previa de una transición geomagnética. Sin embargo, el DM obtenido no es tan bajo si se compara con datos paleomagnéticos recientes para el Holoceno y con el valor medio de DM para toda la polaridad geomagnética de Brunhes (último ~0,8 Ma), y esto es una clave importante en la fase de preparación de una inminente transición geomagnética. La nueva misión Swarm está proporcionando más datos geomagnéticos nuevos y de alta calidad que pueden arrojar luz sobre este desafío, porque el seguimiento continuo del reciente SAA es fundamental para comprender las próximas direcciones del campo geomagnético.

Fuente: https://www. frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2016.00040/full