Una herramienta popular en la teledetección, la fotogrametría procesa imágenes recolectadas usando sensores montados desde UAV, aviones tripulados o satélites para crear imágenes a gran escala.

Estas imágenes, llamadas ortofotos u ortoimágenes, se fijan a una ubicación mediante el posicionamiento GPS y se normalizan mediante metadatos sobre condiciones ambientales como la humedad, la hora, la fecha y más. Esta información se envía a los servidores para su recopilación y almacenamiento.

Una vez recopiladas, las ortoimágenes se pueden introducir en un software avanzado de cartografía y topografía para crear representaciones y mapas 3D medibles. La comparación de las diferencias en los datos a lo largo del tiempo puede detectar variaciones en la composición química, la hidratación y la humedad, la temperatura y otros factores ambientales, todo sin poner las botas en el suelo.

Esta vista de ojos en el cielo es increíblemente valiosa para evaluar grandes propiedades y examinar la infraestructura remota sin una inversión sustancial en equipos tripulados.

Fotogrametría y espectro electromagnético

Las variaciones simples en la luz visible pueden ofrecer muchas pistas sobre los objetos a continuación.

Los sensores de fotogrametría recolectan luz del espectro de luz visible (y en algunos casos, más allá de él) para crear una imagen de paisajes, infraestructura vital o cualquier objeto o escena 3D. Agregue metadatos ambientales a imágenes de alta resolución y los investigadores pueden hacer hipótesis asombrosamente precisas sobre las condiciones del mundo real.

La luz hace más que crear una bonita imagen para el mapa. Las rocas, la vegetación y los objetos manufacturados tienen huellas digitales espectrales únicas que pueden usarse para ayudar a identificar su densidad, composición química y más.

Armados con tecnología de detección remota de alta potencia, los investigadores pueden usar la fotogrametría aérea para recopilar evidencia de otros espectros (como la radiación ultravioleta o infrarroja) junto con la luz visible para sacar conclusiones más profundas sobre el medio ambiente que se encuentra debajo.

¿Qué es LiDAR?

Inspirado en el sonar y la ecolocalización, LiDAR utiliza documentación láser de nube de puntos para crear un mapa detallado punto por punto de la posición de un objeto en el espacio.

Usado comúnmente para generar conciencia espacial en realidad aumentada, software de conducción automatizada y topografía avanzada, LiDAR puede analizar grandes parcelas de tierra en busca de densidad, topografía y vegetación. Si bien LiDAR puede producir mediciones increíblemente precisas, no crea una ortoimagen y, por lo tanto, carece de datos ambientales críticos.

Lograr claridad: captura de imágenes y creación de un plan de vuelo con drones

Para obtener los mejores resultados, un vuelo de captura de imágenes debe planificarse cuidadosamente y ejecutarse correctamente. Factores como la altitud, la humedad, la velocidad y la temperatura de la luz afectarán la calidad de las imágenes (y, por lo tanto, la calidad del mapa ortomosaico terminado).

En un escenario ideal, el plan de vuelo de un dron será uniforme en todos los sentidos posibles. Las imágenes se recopilarán desde la misma elevación sobre un objeto o paisaje objetivo y se tomarán a la misma velocidad con condiciones atmosféricas constantes. Cualquier desviación en la trayectoria de vuelo y en el proceso de captura de imágenes debe ser lo suficientemente pequeña como para normalizarse durante el procesamiento antes de renderizar el modelo.

Problemas comunes con los mapas ortomosaicos

Los drones deberían facilitar la planificación de vuelos para la fotogrametría ortomosaica . Con pilotos expertos de drones al timón, la recopilación de imágenes debería implicar poco más que establecer una ruta de vuelo, lanzar el UAV y realizar el control de calidad de las imágenes una vez que se recopilan.
Sin embargo, sin experiencia y una ejecución cuidadosa, surgen algunos problemas comunes:

• Demasiados huecos . Las ortoimágenes deben superponerse lo suficiente como para que el software de procesamiento cree un mapa completo; de lo contrario , se producirán lagunas, inexactitudes y distorsión visual .
• Detalle bajo . La mala iluminación, el mal tiempo y la tecnología desactualizada pueden llevar a cámaras desenfocadas que producen imágenes borrosas, viñetas y distorsiones que reducen la calidad de los datos.
• Imágenes irrelevantes . Los conjuntos de datos que incluyen vistas no esenciales desde fuera de los parámetros de metadatos establecidos, por ejemplo, imágenes de despegue y aterrizaje fuera de ángulo o imágenes tomadas fuera del área objetivo, pueden introducir ambigüedad en su mapa.

Para producir mapas ortomosaicos de alta calidad, necesita un vuelo bien planificado y ejecutado profesionalmente.

¿Cómo se define la resolución en fotogrametría?

La calidad de una ortofoto se centra en tres formas de resolución: espacial, temporal y espectral.

¿Qué es la resolución espacial?

La resolución espacial describe la cantidad de datos visuales recopilados en cada píxel de la imagen. La resolución espacial se mide en términos físicos: un documento con una resolución de 100 m documenta 100 metros por 100 metros de datos claros por píxel.

¿Qué es la resolución temporal?

La resolución temporal es una métrica para describir cómo transcurrió el tiempo entre imágenes o conjuntos de datos, lo que afecta la calidad analítica. Una buena resolución temporal requiere la recopilación de datos a intervalos regulares con pocas lagunas sustanciales.

¿Qué es la resolución espectral?

La resolución espectral describe la capacidad de un sensor para recopilar información sobre longitudes de onda electromagnéticas. Un sensor puede ser adecuado para variaciones documentadas de color, luz infrarroja u otras formas de energía electromagnética.

Las estrellas normalmente no realizan actos de desaparición a menos que estén experimentando una actividad rápida y violenta. Las observaciones del telescopio espacial Hubble y otros observatorios han ayudado a los astrónomos a reconstruir la historia del comportamiento petulante de esta estrella única. Durante parte de su vida adulta, Eta Carinae ha sufrido una serie de erupciones, volviéndose extremadamente brillante durante cada episodio, antes de desaparecer. Una explicación de las payasadas de la estrella monstruo es que las convulsiones fueron causadas por una interacción compleja de hasta tres estrellas, todas unidas gravitacionalmente en un sistema. El miembro más masivo, con un peso de 150 veces la masa de nuestro Sol, se tragó una de las estrellas. Este evento violento encendió el estallido masivo de mediados del siglo XIX. La evidencia de ese evento, apodado la Gran Erupción, se encuentra en la enorme,

Debido a la violenta historia de Eta Carinae, los astrónomos han vigilado sus actividades. Aunque Hubble ha monitoreado a la volátil superestrella durante 25 años, todavía está descubriendo nuevas revelaciones. Usando el Hubble para mapear el resplandor de luz ultravioleta del magnesio incrustado en gas caliente, los astrónomos se sorprendieron al descubrir el gas en lugares donde no lo habían visto antes. El gas recién revelado es importante para comprender cómo comenzó la erupción, porque representa la expulsión rápida y enérgica de material que pudo haber sido expulsado por la estrella poco antes de la expulsión de las burbujas bipolares.

Una de las estrellas más masivas conocidas de la Vía Láctea, Eta Carinae, está destinada a finalmente encontrar su fin al explotar como una supernova.

Imagínese los fuegos artificiales en cámara lenta que comenzaron a explotar hace 170 años y aún continúan. Este tipo de fuegos artificiales no se lanza a la atmósfera de la Tierra, sino al espacio por una estrella supermasiva condenada, llamada Eta Carinae, el miembro más grande de un sistema de estrellas dobles. Una nueva vista del telescopio espacial Hubble de la NASA, que incluye luz ultravioleta, muestra los gases calientes y en expansión de la estrella brillando en rojo, blanco y azul. Eta Carinae reside a 7.500 años luz de distancia.

El estallido celestial toma la forma de un par de lóbulos hinchados de polvo y gas y otros filamentos que salieron de la estrella petulante. La estrella pudo haber pesado inicialmente más de 150 soles. Durante décadas, los astrónomos han especulado sobre si está al borde de la destrucción total.

Los fuegos artificiales comenzaron en la década de 1840 cuando Eta Carinae atravesó un estallido titánico, llamado Gran Erupción, lo que la convirtió en la segunda estrella más brillante visible en el cielo durante más de una década. Eta Carinae, de hecho, era tan brillante que durante un tiempo se convirtió en una importante estrella de navegación para los navegantes de los mares del sur.

La estrella se ha desvanecido desde esa erupción y ahora apenas es visible a simple vista. Pero los fuegos artificiales aún no terminan porque Eta Carinae aún sobrevive. Los astrónomos han utilizado casi todos los instrumentos del Hubble durante los últimos 25 años para estudiar la estrella bulliciosa.

Usando la cámara de campo amplio 3 del Hubble para mapear el resplandor de luz ultravioleta del magnesio incrustado en gas caliente (mostrado en azul), los astrónomos se sorprendieron al descubrir el gas en lugares donde no lo habían visto antes.

Los científicos saben desde hace mucho tiempo que el material exterior arrojado en la erupción de la década de 1840 ha sido calentado por ondas de choque después de estrellarse contra el material previamente expulsado de la estrella condenada. En las nuevas imágenes, el equipo esperaba encontrar luz de magnesio proveniente del mismo conjunto complicado de filamentos que se ve en el nitrógeno brillante (mostrado en rojo). En cambio, se encontró una estructura luminosa de magnesio completamente nueva en el espacio entre las polvorientas burbujas bipolares y los filamentos exteriores ricos en nitrógeno calentados por choque.

«Hemos descubierto una gran cantidad de gas caliente que fue expulsado en la Gran Erupción, pero que aún no ha chocado con el otro material que rodea a Eta Carinae», explicó Nathan Smith del Observatorio Steward de la Universidad de Arizona en Tucson, Arizona. investigador del programa Hubble. «La mayor parte de la emisión se encuentra donde esperábamos encontrar una cavidad vacía. Este material adicional es rápido y ‘sube la apuesta’ en términos de la energía total para una explosión estelar ya poderosa».

El gas recién revelado es importante para comprender cómo comenzó la erupción, porque representa la expulsión rápida y enérgica de material que pudo haber sido expulsado por la estrella poco antes de la expulsión de los lóbulos bipolares. Los astrónomos necesitan más observaciones para medir exactamente qué tan rápido se mueve el material y cuándo fue expulsado.

Las rayas visibles en la región azul fuera del lóbulo inferior izquierdo son una característica llamativa en la imagen. Estas rayas se crean cuando los rayos de luz de la estrella atraviesan los grupos de polvo esparcidos a lo largo de la superficie de la burbuja. Dondequiera que la luz ultravioleta incida sobre el denso polvo, deja una sombra larga y delgada que se extiende más allá del lóbulo hacia el gas circundante. «El patrón de luz y sombra recuerda a los rayos de sol que vemos en nuestra atmósfera cuando la luz del sol fluye más allá del borde de una nube, aunque el mecanismo físico que crea la luz de Eta Carinae es diferente», señaló el miembro del equipo Jon Morse del BoldlyGo Institute en Nueva York. .

Esta técnica de búsqueda en luz ultravioleta de gas caliente podría usarse para estudiar otras estrellas y nebulosas gaseosas, dicen los investigadores.

«Habíamos usado el Hubble durante décadas para estudiar Eta Carinae en luz visible e infrarroja, y pensamos que teníamos un recuento bastante completo de sus escombros expulsados. Pero esta nueva imagen de luz ultravioleta se ve asombrosamente diferente, revelando gas que no vimos en otros imágenes de luz visible o infrarrojas «, dijo Smith. «Estamos entusiasmados con la perspectiva de que este tipo de emisión de magnesio ultravioleta también pueda exponer gas previamente oculto en otros tipos de objetos que eyectan material, como protoestrellas u otras estrellas moribundas. Solo el Hubble puede tomar este tipo de fotografías».

Eta Carinae ha tenido una historia violenta, propensa a erupciones caóticas que arrojan partes de sí misma al espacio como un géiser interestelar. Una explicación de las payasadas de la estrella monstruo es que las convulsiones fueron causadas por una interacción compleja de hasta tres estrellas, todas unidas gravitacionalmente en un sistema. En este escenario, el miembro más masivo se habría tragado una de las estrellas, encendiendo la Gran Erupción masiva de mediados del siglo XIX. La evidencia de ese evento radica en los enormes lóbulos bipolares en expansión de gas caliente que rodean el sistema.

Vía: hubblesite

Fuente: USGS

Es el arte y ciencia de obtener información sobre un objeto o fenómeno a través del análisis de datos obtenidos por un dispositivo que no está en contacto con el objeto o fenómeno.

En esta oportunidad compartimos con ustedes una presentación sobre «Discovering Imagery Imágenes y conceptos básicos de teledetección» impartida por ESRI

Temas

• Introducción a las imágenes electro – ópticas
• Fundamentos de la teledetección
• Distancia y resolución de la muestra del suelo
• Cómo se hacen las imágenes
• Firmas espectrales

[dflip id=»23347″][/dflip]

• Las cámaras de los satélites y los aviones toman imágenes de grandes áreas de la superficie de la Tierra, lo que nos permite ver mucho más de lo que podemos ver cuando estamos en el suelo.
• Los sistemas de sonar en los barcos se pueden utilizar para crear imágenes del fondo del océano sin necesidad de viajar al fondo del océano.
• Las cámaras de los satélites se pueden utilizar para tomar imágenes de los cambios de temperatura en los océanos.

Algunos usos específicos de las imágenes de la Tierra obtenidas por teledetección incluyen:

• Los grandes incendios forestales se pueden trazar desde el espacio, lo que permite a los guardabosques ver un área mucho más grande que desde el suelo.
• Seguimiento de nubes para ayudar a predecir el clima o observar volcanes en erupción y ayudar a detectar tormentas de polvo.
• Seguimiento del crecimiento de una ciudad y cambios en las tierras agrícolas o los bosques durante varios años o décadas.
• Descubrimiento y mapeo de la topografía accidentada del fondo del océano (por ejemplo, enormes cadenas montañosas, cañones profundos y las «franjas magnéticas» en el fondo del océano).

Charla Técnica – Teledetección

Tutorial – Curso de ENVI.

¿Qué es la Solución de Euler?

La Solución de Euler se refiere a un procedimiento matemático aplicado en la exploración geofísica para localizar y estimar la profundidad de cuerpos geológicos subterráneos. Esta técnica se utiliza principalmente con datos gravimétricos y magnéticos, esenciales para detectar variaciones en la densidad y la magnetización de las rocas, respectivamente. Estas variaciones pueden indicar la presencia de minerales, cavidades, o incluso fallas geológicas.

Cómo Funciona el Método de Euler

El proceso comienza con la recopilación de datos en el campo mediante instrumentos que miden las anomalías magnéticas o gravitatorias. Estas anomalías son alteraciones en los campos naturales de la Tierra que pueden ser causadas por características geológicas como depósitos de minerales o estructuras rocosas. El análisis de estos datos a través del método de Euler permite a los geólogos estimar la ubicación, profundidad y tamaño de estos cuerpos con una precisión notable.

El método de Euler utiliza un enfoque matemático para resolver de manera eficiente el problema de localización, relacionando directamente la magnitud de la anomalía observada con la profundidad del cuerpo que la provoca. Esto se traduce en un modelo que puede ser interpretado por especialistas para guiar la exploración y la planificación de la extracción de recursos.

Aplicaciones del Método de Euler

Las aplicaciones de la solución de Euler son vastas y profundamente impactantes en la industria de la exploración mineral. En proyectos de minería, por ejemplo, este método puede ayudar a determinar con más precisión dónde iniciar la excavación, maximizando la eficiencia y minimizando los costos asociados con la extracción de minerales. Además, en el campo de la ingeniería civil, la identificación precisa de cavidades y estructuras subterráneas puede prevenir problemas estructurales en la construcción de grandes edificaciones y infraestructuras.

Beneficios de Integrar el Método de Euler

La integración de la solución de Euler en la exploración geofísica ofrece varios beneficios. Entre ellos, la capacidad de reducir la incertidumbre en la exploración mineral y de optimizar la planificación de los trabajos de excavación. Además, esta metodología aporta un importante ahorro económico al permitir que las empresas se concentren en las áreas más prometedoras, evitando el gasto innecesario en zonas de baja probabilidad mineral.

Descubre mas en nuestra biblioteca Digital:

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

Usando el software SAS Planet (Descargar en nuestro centro de descargas o visitar su pagina web oficial: https://bitbucket.org/) se puede comprender de manera mas clara el manejo de resolución espacial y escala.

Regla para determinar la mejor escala para trabajar usando imagenes Satelitales

La siguiente tabla es un extracto mostrado en ESRI Mapping Center. El cual indica que para determinar la mejor escala de un plano en función de la resolución espacial de una imagen se debe aplicar la siguiente relación:

Escala del mapa = Resolución de imagen (en metros) * 2 * 1000

Ejemplo.

Usando las imagenes obtenidas con el software SAS Planet podemos realizar los siguientes Ejemplos.

Zoom 15z

La resolución espacial de la imagen con Zoom 16z es: 9.55 m

Aplicando la fórmula:

Escala del mapa = Resolución de imagen (en metros) * 2 * 1000

Escala del mapa = 9.55*2*1000

Escala del mapa = 19,100

La mejor escala de mapa para trabajar es: 1:20,000

Zoom 18z

La resolución espacial de la imagen con Zoom 18z es: 1.19 m

Aplicando la fórmula:

Escala del mapa = Resolución de imagen (en metros) * 2 * 1000

Escala del mapa = 1.19*2*1000

Escala del mapa = 2380

La mejor escala de mapa para trabajar es: 1:2,500

Zoom 20z

La resolución espacial de la imagen con Zoom 20z es: 0.29m

Aplicando la fórmula:

Escala del mapa = Resolución de imagen (en metros) * 2 * 1000

Escala del mapa = 0.29*2*1000

Escala del mapa = 580

La mejor escala de mapa para trabajar es: 1:600