ON Curso de Mangetísmo Terrestres 2012 on line

Mangetismo Terrrestre

•

CEUCLAR

Carla Gonçalves

13/10/2016

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ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/3.2_magnetosfera.pdf

1
No tópico anterior do curso, você aprendeu
um pouco sobre o Sol e os fenômenos que ele
causa na Terra. Mas você sabe sobre o que conecta
o Sol à Terra? O Sol é tão quente que o gás se
transforma em PLASMA (Figura 1), fazendo com
que a maior parte das partículas energéticas escape
da gravidade do Sol e seja liberada no espaço. Esse
plasma é o chamado vento solar que estudamos
um pouco no item anterior do curso. O vento solar,
além de partículas ionizadas, também carrega
campos magnéticos que envolvem a Terra e que
chegam até Netuno e Plutão.

Partículas carregadas e campos magnéticos
influenciam uns aos outros. As partículas
carregadas possuem energia na faixa de poucos
milhares de elétron-volts e campos magnéticos na
ordem de dezenas de nanoteslas que ocupam o
espaço entre as atmosferas superiores do Sol e da
Terra. A interação dos campos magnéticos
originados no Sol e na Terra estruturam o geo-
espaço por centenas de raios da Terra,
direcionando e contendo partículas carregadas,
também de origens solar e terrestre.
O contínuo vento solar expande a atmosfera
externa do Sol. Este campo de origem solar é
chamado de campo magnético interplanetário (em
inglês: Interplanetary Magnetic Field- IMF), e varia
consideravelmente próximo a Terra com uma
intensidade de cerca de 5 nT. Com a rotação do Sol,
o campo magnético que é gerado e toma uma
forma espiral (Figura 2).

As partículas carregadas do Sol, ou o vento
solar, atingem a Terra em cerca de quatro dias. A
forma do campo magnético original, ou seja,

MÓDULO 3.2: MAGNETOSFERA TERRESTRE E
CINTURÕES DE VAN ALLEN

PLASMA: é o quarto estado físico da matéria.
O primeiro é o sólido, mais frio. Quando
aquecemos o sólido, o transformamos no
estado líquido. Já quando aquecemos o líquido
ele se transforma em gás. Quando aquecemos
o gás, os átomos se “quebram” em partículas
carregadas, transformando o gás em plasma.
Figura 1. Estrutura do átomo e estados da matéria:
sólido, líquido, gasoso e plasma.
Figura 2. Campo magnético interplanetário, originado no
Sol e deformado pelos efeitos da rotação solar e vento
solar.

2
aproximadamente dipolar (Figura 3A), é
modificada. O plasma solar arrasta as linhas do
campo magnético interno da Terra e o formato das
linhas do campo fica desigual no lado do dia e da
noite. Essa forma das linhas de campo demarca a
magnetosfera (Figura 3B) que é a região ocupada
pelas linhas do campo magnético terrestre.
A interação entre o plasma do vento solar e
a magnetosfera é conhecida como “Conexão Sol-
Terra”. Apesar do vento solar transportar menos do
que um milionésimo da energia eletromagnética do
Sol, ele transfere para a magnetosfera e ionosfera
centenas de bilhões de watts por dia, um valor
comparável a geração de energia pelos humanos
nesse mesmo período de tempo.

A magnetosfera terrestre estende-se em
cerca de 500 km de altitude e possui uma forma
assimétrica: comprimida no lado do Sol (lado do
dia) devido a pressão exercida pelo vento solar, e
alongada no lado oposto (lado da noite) que não
sofre esta pressão (Figura 2B). A magnetopausa é a
região que limita a magnetosfera no lado do dia e
está a cerca de 10 raios da Terra. A
aproximadamente 13 raios da Terra uma onda de
choque é formada pelo vento solar. No lado da
noite a magnetosfera é alongada, chamada de
cauda magnetosférica, e atinge até 1000 vezes o
raio da Terra.
Chegando mais próximo a Terra, existe uma
região chamada de ionosfera, onde o “íon” é um
átomo ou grupo de átomos que se tornou
carregado pela perda ou ganho de um ou mais
elétrons de carga negativa; já a “esfera” está
relacionada a forma esférica da terra. A ionosfera é
a região fracamente ionizada na camada superior,
acima de 60 km de altitude atingindo até 1000 km.
Nesta camada, elétrons livres e íons formam um
plasma que influencia a propagação de ondas de
rádio e que conduz correntes elétricas. A ionosfera
reflete, retarda, dispersa e absorve ondas de rádio,
dependendo da frequência desta onda. Esse tipo
de comunicação é possível pela utilização da
ionosfera e reflexão dessas ondas em frequências
abaixo de ~3-30 MHz (100 a 10 m de comprimento
de onda).
A dinâmica da ionosfera depende do
balanço entre produção e remoção de ionização da
camada da atmosfera superior. Nossa atmosfera se
torna menos densa e muda a sua composição com
a altitude. Com isso a radiação solar encontra
poucos átomos para ionizar. Já próximo a
superfície, a atmosfera é tão densa que há pouca
radiação solar sobrando que não foi absorvida altas
latitudes. Há mudanças diárias e sazonais na
Figura 3. Em “A” a forma aproximada do campo
magnético interno dipolar e em “B” o formato das
linhas de campo, mostrando a magnetosfera
A
B

3
ionosfera que são registradas nos observatórios
magnéticos, como os dias “Sq” (veja no tópico 3.1.
deste curso).

Cinturões de Van Allen
Em janeiro de 1958, a primeira missão da
sonda americana “Explorer 1” foi lançada,
contendo um experimento de raios cósmicos
elaborado por um cientista americano, James Van
Allen e seus estudantes de graduação. Dados do
“Explorer 1” (Figura 4) e “Explorer 3” (lançado em
março de 1958) foram estudados e os cientistas
fizeram uma grande descoberta: a existência de
uma região com formato de rosca com partículas
carregadas que foram aprisionadas pelo campo
magnético terrestre. Esta região foi batizada com o
nome de “Cinturão de Van Allen”, em homenagem
ao seu descobridor.

Nos cinturões de Van Allen existem dois
anéis (Figura 5): observações mostram que o anel
interno contém uma quantidade estável de prótons
e elétrons. Já o anel externo é composto
principalmente de elétrons e varia
consideravelmente. A região interna está a cerca de
3.000 km acima da superfície da Terra e com uma
espessura de 5.000 km. Já a região externa está
entre 15.000 e 20.000 km acima da superfície
terrestre e possui uma espessura que varia entre
6.000 e 10.000 km.

Alguns dos elétrons do anel externo podem
ser acelerados. Esses elétrons podem provocar
danos aos satélites artificiais, já que provocam
descargas elétricas internas na eletrônica desses
satélites. Essas descargas podem perturbar ou
danificar permanentemente qualquer satélite que
atravesse pelos cinturões, podendo afetar a
transmissão de sinais de TV e telefone, sinal de GPS
e navegação por rádio. Esse ambiente espacial de
intensa radiação é também perigoso para os
astronautas.
Durante uma tempestade magnética, a
quantidade de elétrons podem aumentar cerca de
mil vezes. A atividade solar intensa pode também
empurrar o cinturão externo aproximando-o da
Terra, fazendo com que satélites de baixas
altitudes sejam submetidos a um ambiente
espacial muito severo. Uma melhor compreensão
sobre os processos de geração desses elétrons é de
grande importância prática e acadêmica.

Figura 4. Foto do lançamento do “Explorer 1”.
Figura 5. Ilustração dos cinturões de Van Allen,
mostrando os anéis interno e externo.

4
Referências Bibliográficas

Lanza, R. & Meloni, A., 2006. The Earth´s
Magnetism. An Introduction for Geologists.
Springer, 278 páginas.

Merril, R. T., Mcelhinny, M. W.; McFadden, P. L.
(1996). The Magnetic Field of the Earth-
Paleomagnetism, the core and the deep mantle.
Academic Press. Volume 63.

Moore, T. E., Ring Current. Encyclopedia of
Geomagnetism and Paleomagnetism, Editores:
Gubbins, D. & Herrero-Bervera, E., Springer, p. 863
– 865.

Fontes das Figuras

Figura 1: Homepage da Nasa
http://www.nasa.gov/images/content/147515main
_phases_large.jpg

Figura 2A: Homepage da Nasa
http://www.nasa.gov/mission_pages/themis/auror
as/magnetosphere.html

Figura 2B: Homepage da Nasa
http://www.nasa.gov/mission_pages/themis/auror
as/sun_earth_connect.html

Figura 3: Homepage da Caltech
http://ned.ipac.caltech.edu/level5/March03/Vallee2
/Figures/figure5.jpg

Figura 4: Homepage Educacional sobre física,
astronomia e magnetismo da Terra
http://www.phy6.org/Education/Iradbelt.html

Figura 5: Homepage da Agência Espacial Européia
http://sci.esa.int/science-
e/www/object/index.cfm?fobjectid=38475

ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/3_as_observacoes_atuais.pdf

1
As observações atuais são aqui
consideradas desde o ano de 1840, quando os
primeiros observatórios foram instalados, até os
dias atuais, chegando até os avanços das medições
do campo magnético por satélites.
Para a navegação havia a necessidade de
atualizar os mapas de declinação magnética, já que
o campo varia no tempo. Essa atualização
incentivou a realização de medidas sistemáticas no
mar, em terra e a instalação de observatórios
magnéticos. Essas observações diretas iniciaram há
aproximadamente quatro séculos atrás e até hoje
os mapas magnéticos são atualizados.
A variação do campo no tempo pode ser
observada pelas suas componentes (veja Fig. 8 do
módulo 1.1): norte (X), leste (Y), vertical (Z),
horizontal (H), pelos seus ângulos de declinação
(D), inclinação (I) e pela sua intensidade total (F).
Existem alguns pontos específicos na Terra,
onde o campo é totalmente horizontal. Esse local é
chamado de equador magnético (Figura 1). Neste
caso, a componente horizontal (H) é igual à
intensidade total (F) e a inclinação I é mínima
(I=0°).

Os chamados pólos geomagnéticos são os
locais onde o campo total (F) é igual à componente
vertical (Z), ou seja, a inclinação magnética é
máxima (I=90º). Atualmente o pólo norte
magnético está localizado na Ilha de Ellesmere no
Canadá (Figura 2A) e o pólo sul magnético na
Antártica (Figura 2B).

A Figura 3 mostra a intensidade do campo
de 2010, onde são indicados os locais aproximados
dos pólos magnéticos e a região onde o campo é
mais fraco (Anomalia Magnética do Atlântico Sul-
AMAS).

MÓDULO 1.3: AS OBSERVAÇÕES ATUAIS

Figura 2: Localização geográfica aproximada dos pólos
norte (A) e sul(B) magnéticos.
A
B
Figura 1. Mapa da inclinação (I) do campo magnético em
2010, onde a linha verde mostra o equador magnético.

2
Tantos os valores da inclinação magnética e
do campo total mostrados nas figuras 1 e 3 foram
calculados a partir de um modelo matemático
chamado IGRF (International Geomagnetic
Reference Field), que é um modelo global do
campo magnético de referência internacional. Este
modelo é baseado nos dados obtidos nos
observatórios e nos satélites. O IGRF é capaz de
prever as mudanças do campo para os cinco anos
seguintes. Por isso, pelo último modelo IGRF
lançado em 2010, podemos prever onde estarão os
pólos magnéticos em 2015 (Figura 4).

Para construir um modelo global do campo
geomagnético, como o IGRF, são necessárias
medições do campo que podem ser realizadas em
observatórios magnéticos, estações móveis e
satélites. O instrumento que mede o campo
magnético da Terra é chamado de magnetômetro.
Há vários tipos de magnetômetros: o fluxgate
mede as componentes do campo (exemplo: X, Y, Z)
continuamente em intervalos de segundos, já o
fluxgate acoplado a um teodolito (DI-flux teodolito)
é responsável pelas medidas absolutas da
declinação e inclinação magnéticas. As medições
do campo magnético total (F) são feitas pelo
magnetômetro de prótons (ou pelo overhauser). A
Figura 5 mostra alguns exemplos.

A
Pólo sul magnético
Pólo norte magnético
AMAS
Figura 3. Mapa do campo magnético total (F) em 2010,
com a indicação dos locais aproximados dos pólos
magnéticos e da Anomalia Magnética do Atlântico Sul
(AMAS).
Figura 4: Deslocamento da posição dos pólos norte (A) e
sul (B) magnéticos de 1900 até 2015, usando o modelo
internacional de referência do campo geomagnético
(IGRF).
A
B
Figura 5: Magnetômetro DI-flux.teodolito para a medição
da declinação e inclinação magnéticas.O esquema mostra
as partes principais deste instrumento.

3
Os observatórios magnéticos são locais fixos
na superfície da Terra onde o campo é medido
continuamente, normalmente em intervalos de
poucos segundos. Somente observatórios podem
garantir um registro de dezenas de anos e com
grande precisão, que são essenciais para descrever
a variação secular e construir modelos globais do
campo geomagnético. Outra vantagem dos dados
gerados pelos observatórios é a possibilidade de
separação entre as fontes internas (do núcleo e
crosta) e externas (magnetosfera e ionosfera). Essa
separação é feita usando um método matemático
chamado “análise por harmônicos esféricos”,
desenvolvido por Gauss em 1838.
Existem cerca de 180 observatórios na Terra
(Figura 6) e os mais antigos datam de 1840.
Entretanto, a distribuição global é extremamente
desigual, especialmente na região dos oceanos e no
Hemisfério Sul onde existem poucos observatórios.
Os observatórios magnéticos são operados por
diferentes instituições e a qualidade dos dados
pode variar consideravelmente.
A Associação Internacional de
Geomagnetismo e Aeronomia (IAGA) e o
INTERMAGNET (“International Real-time Magnetic
Observatory Network”) coordenam atividades dos
observatórios distribuídos no globo, definindo
padrões de qualidade, formatos para transmissão
dos dados e aconselhando sobre instrumentação e
aquisição dos dados. Atualmente há 113
observatórios participando do INTERMAGNET, que
seguem estes padrões de qualidade.
No Brasil, há somente um observatório
INTERMAGNET, que é o observatório de Vassouras,
no Rio de Janeiro que funciona desde 1915. O
Observatório Nacional (ON) também é responsável
pelo Observatório Magnético de Tatuoca (TTC-
Pará) e Observatório Magnético do Pantanal (PNL-
Mato Grosso). O ON tem como meta a instalação
de sete novos observatórios INTERMAGNET no
Brasil.

A desigual distribuição dos observatórios é
complementada pelos dados de satélites. A
principal vantagem da medição do campo
magnético por satélite é a capacidade de
proporcionar uma distribuição global de dados.
Entretanto, há algumas desvantagens, como: os
satélites têm uma vida útil menor do que a de um
observatório; eles estão em uma altitude entre 300
à 800 km, o que resulta em cálculos extras para
correção dessas diferenças; maior dificuldade para
tratar os dados dos satélites do que dos
observatórios, já que o campo magnético está
variando continuamente e ao mesmo tempo o
satélite está em movimento.
O satélite POGO foi o primeiro a medir o
campo entre 1965 a 1971. Já o satélite MAGSAT foi
lançado (outubro de 1979) e permaneceu até junho
de 1980. Por muitos anos o MAGSAT forneceu os
dados de satélite de melhor qualidade para o
estudo do campo principal. Nesta época, os
SAIBA MAIS SOBRE OBSERVATÓRIOS
MAGNÉTICOS NO BRASIL!
Figura 6. Distribuição espacial de todos os
observatórios magnéticos no globo.

4
cientistas notaram que era possível estudar o
campo crustal usando satélites. Depois do grande
sucesso do MAGSAT, houve uma época, de quase
vinte anos, sem lançamentos de novos satélites
com a finalidade de estudar o campo
geomagnético. Somente em fevereiro de 1999 um
novo satélite, chamado Oersted foi lançado. Em
2000, foram lançados os satélites CHAMP e SACC.
Os principais satélites para estudar o campo
magnético e suas durações são mostradas na Figura
7.

O futuro da era dos satélites é promissor. A
Agência Europeia Espacial (ESA- European Space
Agency) planeja o lançamento da chamada missão
SWARM, incluindo pela primeira vez três satélites
para o estudo do campo geomagnético: dois em
uma mesma altitude de 450 km, medindo
gradientes leste-oeste, e outro em uma altitude de
550 km medindo gradientes verticais (Figura 8).
A missão SWARM tornará possível muitos
avanços em pesquisa de geomagnetismo, como
mapa global de anomalia magnética crustal de alta
resolução, melhor visão sobre os estudos de
dinâmica do núcleo terrestre e novos
conhecimentos sobre a AMAS.

Referências Bibliográficas
Finlay, C. C., Maus, S., Beggan, C. D., Bondar4, T. N.,
Chambodut, A., Chernova, T. A., Chulliat, A.,
Golovkov, V. P., Hamilton, B., Hamoudi, M., Holme,
R., Hulot, G., Kuang, W., Langlais, B., Lesur7, V.,
Lowes, F. J., Lühr, H., Macmillan, S., Mandea, M.,
McLean, S., Manoj, C., Menvielle, M., Michaelis, I.,
Olsen, N., Rauberg, J., Rother, M., Sabaka, T. J.,
Tangborn, A., Tøffner-Clausen, L.., Thébault, E.,
Thomson, A. W. P., Wardinski, I., Wei, Z., Zvereva, T.
I. 2010. International Geomagnetic Reference Field:
the eleventh generation (2010). Geophys. J. Int.,
183, 1216-1230

Friis-Christensen,, E., Lühr,, H., Hulot, G., 2006.
Swarm: A constellation to study the Earth’s
magnetic field. Earth Planets Space 58, 351–358.

Jackson, A., Jonkers, A.R.T., and Walker, M.R., 2000.
Four centuries of geomagnetic secular variation
from historical records. Philosophical Transactions
of the Royal Society of London A, 358: 957– 990.

Lanza, R. & Meloni, A., 2006. The Earth’s
magnetism- an introduction for geologists.
Springer.
Figura 8. Ilustração da missão SWARM, mostrando os três
satélites (A, B e C) e suas trajetórias em torno da Terra.
Figura 7. Duração dos satélites POGO, Magsat,
Oersted, CHAMP, SAC-C e o planejamento para a nova
missão de satélite chamada SWARM.

5
Macmillan, S., 2007. Observatories, Overview. Em:
Encyclopedia of Geomagnetism and
Paleomagnetism, Editores: Gubbins, D. & Herrero-
Bervera, E., Springer, p. 66 – 68.

Merril, R. T., Mcelhinny, M. W.; McFadden, P. L.,
1996. The Magnetic Field of the Earth-
Paleomagnetism, the core and the deep mantle.
Academic Press. Volume 63.

Olsen, N., Holme, R., Hulot, G.,, Sabaka, T.,
Neubert, T., Tøffner-Clausen, L., Primdahl, G.,
Jørgensen, J., Léger, J., Barraclough, D., Bloxham, J. ,
Cain, J., Constable, C., Golovkov, V., Jackson, A.,
Kotze, P., Langlais, B., Macmillan, S., Mandea, M.,
Merayo, J., Newitt, L., Purucker, M., Risbo, T.,
Stampe, M., Thomson, A., Voorhies, C., 2000.
Ørsted initial field model. Geophys. Res. Lett.
27(22), 3607–3610.
Olsen, N., G. Hulot and T. J. Sabaka, 2010.
Measuring the Earth's magnetic field from space:
Concepts of past, present and future missions,
Space Sci. Rev., 155, 65-93.
Siqueira, F., 2012. Tese de Mestrado defendida no
Observatório Nacional em março de 2012:
Métodos para Instalação e Processamento de
Dados do Novo Observatório Magnético no
Pantanal.
Fontes das Figuras
Figuras 1 e 3: Artigo científico “International
Geomagnetic Reference Field: the eleventh
generetion. Finlay et al., 2000

Figura 2: Google Maps

Figura 4: Homepage do Centro de Pesquisas
Geológicas da Inglaterra: “British Geological
Survey”:http://www.geomag.bgs.ac.uk/education/
poles.html
Figura 5: Tese de doutorado de Fillipe Siqueira
(Siqueira, 2012) e homepage:
http://terraplus.ca/products/magnetometers/over
hauser-magnetometer-version6.aspx

Figura 6: Artigo científico: Observatories, Overview.
Macmillan, 2007.

Figura 7: Artigo científico: Measuring the Earth's
magnetic field from space: Concepts of past,
present and future missions. Olsen et . al., 2010.

Figura 8: Homepage da Agência Espacial Européia-
ESA: European Space Agency:
http://www.esa.int/esaLP/LPswarm.html
ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/cetificado do curso.pdf
ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/4.3.2.na_industria.pdf

Na geofísica há duas áreas distintas: a
geofísica básica, ou da Terra sólida e a geofísica
aplicada. A geofísica da Terra sólida está mais
conectada ao conhecimento acadêmico. Neste caso
o nosso planeta é analisado em uma ampla escala
espacial e as camadas mais profundas da Terra são
estudadas. Já a geofísica aplicada, como o próprio
nome diz, busca princípios da geofísica que podem
ser aplicados em prospecção mineral, petróleo,
água subterrânea, problemas de engenharia e
monitoramento ambiental, como contaminação,
por exemplo.
No setor da mineração, a geofísica ganha
um aspecto financeiro muito forte. Você já parou
pra se perguntar como é possível encontrar novos
locais para desenvolvimento de mineração? Nos
antigos processos essas jazidas de mineral eram
encontradas fazendo-se a análise diferencial de sua
cor em relação as demais rochas que estavam a sua
volta. Seu valor financeiro dependia da capacidade
de avaliação por parte dos exploradores. Quando
encontravam um possível local de mineração, eles
avaliavam o custo/benefício de minerar aquele
local. Porém, mineração é um investimento muito
alto, pois é preciso contratar trabalhadores,
equipamentos e transportar tudo para o local a ser
explorado. Com o avanço da tecnologia, hoje as
empresas podem contar com métodos muito mais
eficientes do que apenas uma avaliação visual.
Há duas vertentes do estudo do campo
magnético da Terra: uma que faz parte da geofísica
da Terra sólida, que foi apresentada em mais
detalhes neste curso. A outra parte dos estudos
podem ser aplicados na indústria do petróleo e
mineração. Para tais aplicações as empresas
necessitam de levantamentos magnéticos, dados
de observatórios magnéticos ou estações
magnéticas e dados de correntes induzidas. Cada
uma destas aplicações será discutida com detalhes
abaixo.

Levantamentos magnéticos
Diferentes objetos abaixo da superfície
terrestre podem causar anomalias magnéticas,
como é o caso de materiais metálicos e
concentrações de minério. Se suspeitarmos existir,
por exemplo, um minério em uma área, podemos
fazer um levantamento magnético. Ou seja, é
possível realizar levantamentos magnéticos em
pouco tempo e com menor custo para detectar
possíveis locais de jazidas de minério em uma
grande área.
Existem três métodos para realizar
levantamentos magnéticos em grandes áreas:
terrestres, aéreas e marinhas. Em um levantamento
terrestre, medidas do campo magnético são feitas
em intervalos pré-determinados. Por exemplo, no
levantamento do novo observatório da Amazônia,
foram feitas medidas do campo geomagnético a
cada 2 metros. A área que estudamos foi de 24 x 20
m2.

MÓDULO 4.3.2: MAGNETISMO NA INDÚSTRIA
Figura 1: Esquema do levantamento magnético terrestre
realizado na Amazônia. A malha é mostrada pelas linhas
pretas e as setas indicam qual foi a direção das medidas
realizadas.

Mas se fosse preciso realizar um
levantamento rápido e em uma área bem maior,
por exemplo na escala de quilômetros, seria
necessário planejar um levantamento magnético
aéreo. Neste caso, o magnetômetro deve ser
colocado a vários metros abaixo do avião (Figura
2a) para que a sua massa e equipamentos
eletrônicos que estão a bordo, não causem
interferência magnética. Por exemplo, com a
possibilidade da identificação de uma jazida, o
avião sobrevoa o local, mapeando a área de
interesse. Com isso, é possível estipular quais
recursos serão necessários para a exploração.
Já no levantamento marinho (Figura 2B) o
campo magnético em alto mar é registrado. O
procedimento é semelhante ao do levantamento
aéreo: o magnetômetro é puxado pelo navio por
meio de um cabo. Esse equipamento deve
permanecer distante do navio cerca de 200 metros,
pois o mesmo também causaria uma grande
interferência no equipamento.

Dados de observatórios e estações magnéticas
Talvez você já tenha se perguntado… mas
quando medimos o campo magnético, medimos
todas as fontes: núcleo, externo, induzido e da
crosta (que inclui a anomalia). Então, como
fazemos para “excluir” dos dados as fontes do
núcleo e do campo externo, para analisarmos
somente a fonte de interesse (anomalia
magnética)?

É neste ponto que um observatório ou uma
estação magnética próxima ao levantamento é
importante. Este observatório ou estação tem que
medir o campo magnético no mesmo instante que
o registro do levantamento. O registro do
observatório será contínuo no tempo e fixo em um
único ponto, próximo ao levantamento, não
sofrendo assim, a influência da anomalia
magnética. Já no caso da malha do levantamento,
ele conterá a informação sobre a anomalia, já que
passará por cima dela.
Note que tanto no registro magnético do
levantamento quanto no registro do observatório
os campos interno e externo estão presentes. O
ideal é que a distância entre o observatório e o
levantamento seja muito pequena, assim é
minimizada uma possível variação drástica dos
campos interno e externo em ambos os registros.
Então, se subtrairmos o registro magnético do
levantamento, daquele registro do observatório,
estaremos excluindo os campos interno e externo.
Ficaremos somente com a influência do campo
produzido pela anomalia. Esse procedimento,
comumente chamado de “correção” na geofísica, é
ilustrado na Figura 3. Mas quando não existe
estações ou observatórios próximos à região do
levantamento, essa correção deve ser feita usando-
se algum modelo global que simule como o campo
Figura 2: Em (a) é mostrado um levantamento aéreo
e em (b) um levantamento marítmo.
ANOMALIA MAGNÉTICA =
CAMPO MEDIDO - (CAMPO INTERNO+CAMPO EXTERNO)

variou naquele instante e região.
Correntes geomagneticamente induzidas
Outro efeito que deve ser considerado pelos
pesquisadores é o que conhecemos como GIC’s (do
inglês Geomagnetically Incuced Currents) ou
correntes geomagnéticas induzidas. As GIC’s são
correntes induzidas em fios e cabos de transmissão
de energia feitos pelo homem. Durante as
tempestades magnéticas, correntes induzidas
podem fluir nos fios de alta tensão podendo
destruir transformadores elétricos. As GIC’s podem
ser explicadas através da Lei de Faraday, que prevê
surgimento de corrente elétrica em um condutor
quando há variação do campo magnético. E essa
variação de campo acontece exatamente durante
uma tempestade magnética.
Campos elétricos são induzidos em
condutores na superfície da Terra ou próximo a
superfície, por variações na intensidade e direção
do campo geomagnético. Estes campos elétricos
controlam correntes chamadas de correntes
geomagneticamente induzidas (CGI). As CGI
tem sido estudadas desde a metade o século
19 quando

foram observados seus efeitos em cabos de
telecomunicação de longa distância. Estas
correntes podem afetar as redes de transmissão de
energia, saturando transformadores.
Recentemente os efeitos das CGIs em redes de
transmissão têm sido exaustivamente estudadas.
Esses estudos vêm se intensificando desde a
catastrófica falha da rede de transmissão de
energia em Quebec, durante uma tempestade
magnética severa, na noite entre 13 e 14 de março
de 1989. Essa tempestade magnética destruiu o
sistema de transmissão de energia da hidroelétrica
de Québec. Também causou um apagão de 9 horas
em um condado dos EUA. Um apagão pode
provocar consequências desastrosas para a
sociedade. Imagine que um apagão de 9 horas
atinja um hospital
onde existam pacientes que
dependam da ajuda de aparelhos elétricos para
Figura 3: Em (a) é mostrado um esquema das
anomalias magnéticas superimpostas com o
campo externo e interno (linha em verde). Em (b)
é mostrado dois supostos corpos que estariam
causando estas anomalias. Já (c) mostra como
ficaria o registro se fosse subtraído de um
registro de um observatório magnético próximo.
Veja que neste caso, somente a tendência da
linha verde em (a) está sendo retirada e as
anomalias aparecem de forma mais clara,
constando somente o valor da intensidade da
anomalia (neste esquema seria da ordem de
±10.000 nT).
(a)
(c)
(b)

sobreviver. Fica evidente a importância de estudar
e compreender as GIC’s para evitar situações como
essa.

ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/1_a_terra_e_magnetica.pdf

1
A descoberta de que a Terra possui um
campo magnético próprio ocorreu em 1600 por um
cientista chamado William Gilbert. Ele chegou a
conclusão de que a Terra se comportava como um
grande imã. O estudo do campo magnético da Terra
(ou geomagnético) sempre foi de grande
importância histórica, tanto para a orientação nas
navegações quanto para um melhor conhecimento
sobre o planeta Terra. Nos dias atuais há muita
pesquisa sendo desenvolvida sobre
geomagnetismo. Alguns tópicos ainda estão em
plena discussão, como por exemplo, os processos
que originam este campo magnético e as suas
consequências para a Terra. Neste curso
discutiremos desde os tópicos fundamentais até as
questões mais complexas que atualmente estão
sendo estudadas.
Como o campo magnético é uma grandeza
vetorial, com intensidade e direção, podemos
medi-lo por seus componentes (Figura 1): norte
(X), leste (Y), vertical (Z) e por seus ângulos de
declinação magnética (D) e inclinação magnética
(I). A componente horizontal do campo é
representada por H e a intensidade total por F (ou
por B). A componente horizontal (H) aponta para o
norte magnético. A declinação magnética é o
ângulo entre o norte magnético e o geográfico.
A intensidade do campo magnético é
medida em uma unidade chamada Tesla. O campo
geomagnético é expresso em nano-tesla (nT) que é
igual a 10-9 tesla. A intensidade do campo na
superfície da Terra é da ordem de 70.000 nT
próximo aos pólos e cerca da metade deste valor
próximo ao equador (Figura 2). Mas há uma região
da Terra onde o campo é mais fraco e essa área é
chamada de Anomalia Magnética do Atlântico Sul
(AMAS). Grande parte da AMAS está localizada no
Brasil e será um tópico de importante discussão no
decorrer deste curso.

O campo magnético observado é resultado
da contribuição de diferentes fontes: o campo do
núcleo, o campo externo, campo induzido e o
campo crustal. Os campos do núcleo, crustal e
induzido serão abordados em detalhes no módulo
2, já o campo externo será descrito no módulo 3.
Entretanto, para uma visão geral do campo
geomagnético, explicamos as principais
características em seguida.

MÓDULO 1.1: A TERRA É MAGNÉTICA

Figura 1: Componentes do campo geomagnético: “X” é a
componente norte, “Y” é a componente leste e “Z” a vertical.
O ângulo “D” é a declinação magnética: desvio da bússola
em relação ao norte geográfico e a inclinação “I” é o ângulo
entre a componente horizontal (“H”) e o campo total (“F”).
Figura 2: Mapa do campo magnético em 2005 calculado
por um modelo internacional de referência do campo
geomagnético (IGRF).
AMAS

2
Campo do núcleo (ou campo principal): o campo
geomagnético gerado no núcleo possui uma
geometria aproximadamente dipolar. Este campo
corresponde a cerca de 90% do campo observado,
por isso o campo do núcleo também é chamado de
principal. Esse campo dipolar funciona como um
“escudo protetor” para as partículas que vêm do
Sol e de raios cósmicos que se propagam na
direção do nosso planeta.
O termo dipolar significa dois pólos, norte e
sul, como por exemplo, em um imã. As LINHAS DE
FORÇA DO CAMPO MAGNÉTICO em um imã saem
do pólo norte para o pólo sul (Figura 3).

Entretanto esta convenção do imã não é
adotada pelos geofísicos no caso da Terra. Note
que em nosso planeta atualmente as linhas de
força saem do sul geográfico para o norte
geográfico (Figura 4). Entretanto, os geofísicos
consideram os pólos magnéticos de acordo com os
pólos geográficos. Por isso, a configuração atual do
campo magnético indica que o pólo sul magnético
está próximo ao pólo sul geográfico e vice-versa
(Figura 4). Essa associação não é permanente, já
que devido às reversões do campo, os pólos
invertem o sentido.

Mas você imagina como é o interior da
Terra? O interior da Terra possui quatro camadas
principais: a crosta, o manto, o núcleo externo e o
núcleo interno (Figura 5). Cada camada possui
características específicas de composição, pressão e
temperatura.

Figura 3. Linhas de força do campo magnético de um
imã.
As LINHAS DE FORÇA DO CAMPO MAGNÉTICO
descrevem a estrutura do campo magnético. A
agulha da bússola aponta ao longo de uma
linha de campo. Quanto mais próximas as
linhas de campo, maior será a intensidade do
mesmo (como nos pólos magnéticos da Terra
ou de um imã). Já as linhas de campo afastadas
representam campos magnéticos mais fracos.
Figura 4: Representação atual do campo dipolar da Terra,
mostrando as linhas do campo magnético, os pólos
magnéticos e geográficos.
Figura 5: Principais camadas da Terra: crosta, manto e
núcleo (interno e externo).

3
A crosta possui espessuras diferentes nos
continentes e nos oceanos: poucas dezenas de
quilômetros nos continentes e menos do que dez
quilômetros nos oceanos. Abaixo da crosta, existe o
manto que atinge uma profundidade de
aproximadamente 2891 quilômetros. O núcleo
externo é a única camada liquida da Terra e atinge
uma profundidade de 5150 quilômetros. Já o
núcleo interno é sólido e se estende até 6371 km
(raio da Terra).
Mas como sabemos sobre a existência
destas camadas e das divisões entre elas? Para
responder esta pergunta consulte o:

Entretanto, na realidade, não há um imã no
núcleo terrestre. O que existe é fluido composto
principalmente de ferro (Fe) e níquel (Ni) com uma
alta CONDUTIVIDADE ELÉTRICA (σ = 5x105 S/m).
Este fluido está em constante movimento na
presença de um campo magnético pré-existente.
Consequentemente, o fluido induz correntes
elétricas que ampliam o campo magnético.

Campo Externo: é gerado pelo VENTO SOLAR ao
atingir a magnetosfera terrestre, que é a região em
volta
da Terra onde o campo magnético está
confinado. A parte da magnetosfera voltada para o
Sol é comprimida pelo vento solar e atinge 10 Raios
da Terra (Re=6371km). Já a parte oposta ao Sol, fica
alongada e é chamada de cauda magnética,
atingindo 60 Re (Figura 6). Outra região onde o
campo externo é produzido é chamada de
ionosfera e estende-se de 60 km até 1500 km. A
ionosfera é dividida em camadas com espessuras e
ionizações diferentes.

Campo Crustal: é gerado pelas rochas magnéticas
que existem na camada mais superficial da Terra. A
primeira observação da existência do campo
magnético da Terra ocorreu devido à propriedade
de atração de uma rocha magnética, o imã natural.
O campo magnético antigo é registrado por rochas,
Figura 6: Esquema mostrando o efeito do vento solar no
campo magnético da Terra. A magnetosfera é a região de
existência do campo geomagnético.
Terra
Magnetosfera
A CONDUTIVIDADE ELÉTRICA mede a
capacidade de um material conduzir uma
corrente elétrica. É normalmente representado
pela letra grega sigma (σ) e sua unidade é
Siemens/metro (S/m). Metais, por exemplo,
possuem uma alta condutividade elétrica e por
isso são chamados de condutores. Alguns
exemplos da condutividade elétrica de
materiais encontram-se abaixo (para uma
temperatura de 20ºC):

SAIBA MAIS SOBRE SISMOLOGIA
O VENTO SOLAR é composto por partículas
energizadas e ionizadas, basicamente elétrons
e prótons que fluem do Sol para todas as
direções. O vento solar é originado na camada
mais externa do Sol, chamada corona. A sua
velocidade é de aproximadamente 400 km/s,
mas pode chegar até 800 km/s.

4
que contém minerais magnéticos. Estes minerais
funcionam como pequenos imãs e orientam-se de
acordo com o campo magnético natural naquela
época em que as rochas foram formadas. Este tipo
de magnetização é chamada de permanente.
Quando medimos o campo magnético em
um determinado local, a influência de todas as
fontes está contida no registro. A Figura 7 mostra a
localização dessas diferentes fontes. Não há uma
forma automática de se separar o campo do núcleo
do campo externo no momento em que estamos
fazendo medições. Isso é feito posteriormente
usando métodos matemáticos.

As primeiras observações do campo
geomagnético mostraram que o campo magnético
da Terra não é estático, mas varia no tempo em
uma ampla escala temporal: de milissegundos até
milhões de anos. A Figura 8 mostra um registro da
declinação magnética na China do ano de 720 até
1829.
De modo geral, podemos dividir a variação
temporal do campo geomagnético em duas faixas:
as variações mais longas, de milhões de anos a
dezenas de anos, são geradas pelo núcleo e as
variações de mais curto período, como as
tempestades magnéticas, são geradas pelo campo
externo.

São as rochas magnéticas que registram as
variações paleomagnéticas, na escala de milhões
de anos. Um fato bem conhecido é que o campo
magnético reverteu sua polaridade muitas vezes no
tempo geológico. No presente, o dipolo magnético
aponta do hemisfério sul para o hemisfério norte
(veja Figura 4), mas no passado essa direção já foi
invertida muitas vezes.
Já as mudanças do campo magnético na
escala de centenas de anos são chamadas de
variação secular. Desde o início das observações
contínuas do campo geomagnético, a cerca de 170
anos atrás, a intensidade do campo magnético
global vem decaindo em uma taxa de 6% em 100
anos. Entretanto, o decréscimo da intensidade do
campo não é igual em todas as regiões do globo;
especialmente na região da AMAS esta diminuição
está ocorrendo mais rapidamente. Outra
característica interessante da variação secular é o
deslocamento do campo para oeste. Assista o vídeo
BfS.mov e note que a AMAS estava na África por
volta de 1600 e se deslocou para a direção do
Brasil, onde encontra-se atualmente.
Existem outras variações temporais mais
curtas devido à atividade solar, que vão de dezenas
de anos até milissegundos. Por exemplo, há
Figura 8: Declinação magnética registrada na China.
Figura 7: Esquema mostrando as diferentes fontes do
campo magnético da Terra.

5
variações no decorrer de 1 dia (chamada variação
diurna). Quando a atividade solar não está muito
ativa, o dia é chamado de “dia geomagneticamente
calmo” ou Sq (do inglês: “Solar-quiet”). Já quando a
atividade solar encontra-se muito ativa, ocorrem
tempestades magnéticas, que duram horas.
Durante tempestades magnéticas, podem
ocorrer problemas em satélites, sistemas de
navegação e rádio-comunicação. Estes distúrbios
ocorrem mais frequentemente nas áreas onde a
intensidade do campo é mais fraca (AMAS), ou seja,
onde o “escudo protetor” da Terra (campo
principal) é mais fraco. Todos estes tópicos serão
abordados em detalhes nos próximos módulos do
curso.
Referências Bibliográficas
Merril, R. T.; McElhinny, M. W.; McFadden, P. L.
(1996). The Magnetic Field of the Earth-
Paleomagnetism, the core, and the deep mantle.
Academic Press.

Olsen, N; Hulot , G.; Sabaka, T.J. (2010). Measuring
the Earth’s Magnetic Field from Space: Concepts
of Past, Present and Future Missions. Space Sci
Rev. 155: 65–93, DOI 10.1007/s11214-010-9676-5.

Pawar, S. D.; Murugavel, P.; Lal, D. M. (2009). Effect
of relative humidity and sea level pressure on
electrical conductivity of air over Indian Ocean.
Journal of Geophysical Research 114: D02205.

Raymond Jeanloz (1990). The nature of the Earth´s
core. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 18:357-86.

Serway, Raymond A. (1998). Principles of Physics
(2nd ed.). Fort Worth, Texas; London: Saunders
College Pub. p. 602.
Fontes das Figuras
Figura 1: Modificado do livro “The Magnetic Field
of the Earth- Paleomagnetism, the core, and the
deep mantle” Merril, R. T. et. al. (1996)

Figura 3: Homepage da NASA sobre campos
magnéticos “Magnetic Fields”
http://helios.gsfc.nasa.gov/magfield.html

Figura 4: Homepage da Agência Espacial Européia.
Autor: Peter Reid (2003)
http://sci.esa.int/science-
e/www/object/index.cfm?fobjectid=41209

Figura 5: Homepage sobre as camadas da Terra
“Into the dephts of the Earth”
http://sprg.ssl.berkeley.edu/~ateste/AlexandraTest
e/Earth_layers.html

Figura 6: Homepage da NASA
http://sohowww.nascom.nasa.gov/gallery/images/
magfield.html

Figura 7: Artigo científico
N. Olsen · G. Hulot · T.J. Sabaka (2010).

Figura 8: Homepage sobre paleomagnetismo
Autora: Lisa Tauxe
http://magician.ucsd.edu/essentials/WebBookch14
.html#WebBookse89.html

ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/4.2.1_centros_exterior.pdf

No mundo existem diversos centros de
pesquisa dedicados ao estudo do campo magnético
da Terra. Nesse módulo vamos listar alguns destes
institutos
e seus principais pesquisadores. É claro
que muitos outros importantes centros de pesquisa
existem e você pode pesquisar mais sobre isso.
Começaremos descrevendo alguns centros de
pesquisa no exterior até chegar aos institutos do
Brasil.

ETH – Eidgenössische Technische Hochschule
Zürich (Instituto Federal Suiço de Tecnologia de
Zurique)
Homepage: http://www.epm.ethz.ch/
Essa instituição foi fundada em 1855,
oferece um excelente ambiente de estudo para
pesquisadores em tempo integral. É uma das
principais universidades internacionais de
tecnologia e das ciências naturais. O ETH tem mais
de 17 mil estudantes de aproximadamente 80
países diferentes, dos quais 3.700 cursam o
doutorado. Possuem um quadro com 400
professores que ensinam e realizam pesquisas nas
áreas de geomagnetismo, arquitetura, engenharia,
matemática, ciências naturais e ciências sociais.
Esse instituto aparece regularmente no topo de
rankings internacionais como uma das melhores
universidades do mundo. Vinte e um dos
ganhadores do prêmio Nobel estudaram,
ensinaram ou realizaram pesquisas no ETH.
Um dos principais pesquisadores na área da
geofísica do ETH é o Dr. Andrew Jackson, que
iniciou sua pesquisa neste instituto em janeiro de
2006. Ele atualmente dirige o grupo de
magnetismo terrestre e planetário no Instituto de
Geofísica. O Dr. Jackson realizou seu doutorado em
Cambridge e fez seu pós-doutorado na
Universidade de Harvard. O modelo global “gufm1”
foi desenvolvido por Jackson. Outro pesquisador
importante no ETH é o Dr. Alexei Kuvshinov que
trabalha principalmente com modelagem da
condutividade elétrica do manto por estudos de
indução eletromagnética.

Figura 1: Diferença entre um campo magnético induzido por
uma condutividade elétrica 1D do manto e um outro modelo
de condutividade 3D para a tempestade magnética de 5-6 de
novembro de 2001.

Em geral o grupo de geomagnetismo do ETH
desenvolve as seguintes pesquisas baseadas em
observações do campo magnético da Terra:
 Evolução histórica do campo magnético
terrestre;
 Condutividade elétrica do manto usando
dados de indução magnética e impulsos da
variação secular;
 Estudos de geomagnetismo por satélites;
 Dinâmica do núcleo terrestre e
acoplamento núcleo-manto;
 Observatórios magnéticos em locais
remotos.
O ETH também realiza estudos de modelagem
numérica e pesquisas teóricas em:
 Modelos numéricos do geodínamo, focando
em mecanismos de reversão magnética;
 Convecção no núcleo terrestre e em outros
planetas;

MÓDULO 4.2.1: PRINCIPAIS CENTROS DE PESQUISA
NO EXTERIOR

 Métodos numéricos, especialmente em
geometria esférica.
Este grupo desenvolve estudos experimentais
sobre magnetismo natural de materiais e dínamos
com metais líquidos.

IPGP - Institut de Physique du Globe de Paris
(Instituto de Física do Globo de Paris)
Homepage: http://www.ipgp.fr/
O IPGP é uma instituição educacional e de
pesquisa. A sua missão é realizar pesquisa e
promover educação nas áreas de geociências. O
IPGP é também encarregado de monitorar os
fenômenos naturais. O instituto realiza pesquisas
em todos os campos de estudos da Terra sólida
(geofísica, geoquímica e geologia) pela combinação
de observações em terra e no mar e análise de
laboratório.
O IPGP realiza estudos dos riscos naturais
incluindo pesquisas de vulcanologia sobre três
vulcões ativos. O IPGP coordena a rede mundial de
estações sismológicas (GEOSCOPE) e fornece uma
importante contribuição para a rede mundial de
observatórios magnéticos (INTERMAGNET).
O IPGP foi criado com objetivo de entender
os processos que ocorrem na Terra, desde o núcleo
até a sua superfície. Usa métodos de física e
química e ferramentas da matemática e
processamento de dados. Os pesquisadores do
IPGP estudam as variações temporais (de segundos
até bilhões de anos) e espaciais (de nanômetros até
dezenas de milhares de quilômetros) do campo
magnético da Terra. Há quatorze grupos de
pesquisa no IPGP que trabalham nas seguintes
áreas de pesquisa de geomagnetismo:
 Variação secular;
 Difusão magnética no núcleo;
 Deslocamento do polo norte magnético;
 Dinâmica do núcleo e geodínamo;
 Observatórios magnéticos e satélites-
técnicas de processamento;
 Modelagem global do campo interno- IGRF
 Modelagem global do campo Sq e eletrojato
equatorial.

Em geomagnetismo citaremos dois
pesquisadores: Dr. Alexandre Fournier e Dr. Arnaud
Chulliat. O Dr. Fournier trabalha com modelos de
dinâmica do núcleo com ênfase em um tipo de
modelagem usado primeiramente em meteorologia
- assimilação de dados. O Dr. Chulliat é um
especialista na instalação e processamento de
dados de observatórios magnéticos, assim como
modelagem do campo interno e externo.

GFZ Deutsches GeoForschungsZentrum (Centro de
Pesquisa de Geociências da Alemanha)
Homepage: http://www.gfz-potsdam.de/
Localizada na Alemanha, o centro de
pesquisa GFZ concentra-se no estudo do planeta
Terra. O instituto desenvolve pesquisas sobre a
história da Terra, suas propriedades, os processos
que ocorrem no seu interior e na superfície. O GFZ
Investiga as interações que existem entre os seus
subsistemas, o geológico, o hidrológico, a
atmosfera e a biosfera. O Centro Nacional de
Pesquisa de Geociências na Alemanha atualmente
conta com 1.082 funcionários, incluindo 375
pesquisadores e 125 alunos de pós-graduação. O
GFZ trabalha intensamente na aplicação e
desenvolvimento da tecnologia de satélites,
métodos de medição em uso geodésico e geofísico
e em tomografia sísmica. Um dos trabalhos mais
importantes do grupo de geomagnetismo no GFZ é
a instalação de novos observatórios magnéticos no
mundo. O mapa mostrado na Figura 2 indica os 14
observatórios magnéticos que o GFZ cooperou na
instalação, incluindo o novo Observatório
Magnético do Pantanal.
A pesquisadora Dra. Monika Korte trabalha
com geomagnetismo e paleomagnetismo, variação
secular recente e de longo período, modelos
globais do campo magnético regional e global,
levantamentos geomagnéticos e métodos para
separação das diferentes fontes do campo. Já o
pesquisador Dr. Joachim Linthe trabalha
principalmente com a instalação de novos
observatórios magnéticos e processamento desses
dados. Tanto a Dra. Korte quanto o Dr. Linthe
trabalharam com o grupo do Observatório Nacional

na instalação do novo Observatório do Pantanal em
outubro de 2012 e atualmente na construção do
novo Observatório da Amazônia.

Figura 2: Mapa mostrando os observatórios existentes no
mundo (círculos em preto). Aqueles que o GFZ contribuiu na
instalação estão assinalados por estrelas vermelhas.

Université de Nantes: Laboratoire de Planetologie
et Geodynamique de Nantes- LPGN (Universidade
de Nantes- Laboratório de Planetologia e
Geodinâmica de Nantes)
Homepage:
http://www.sciences.univ-nantes.fr/lpgnantes/
O Laboratório de Planetologia e
Geodinâmica de Nantes (LPGN), na França, é
dedicado ao estudo da Terra e planetas. O LPGN
inclui mais de 35 pesquisadores, cerca de 10
técnicos e entre 15 a 20 estudantes de doutorado e
pós-doutorados. A cada ano, cinquenta publicações
são de autoria ou coautoria dos membros deste
laboratório.
As principais missões do LPGN são: pesquisa
e observação de fenômenos naturais, assim como
ensino. A missão da pesquisa é estudar a
complexidade da Terra e planetas em uma ampla
escala espacial e temporal. Os estudos começam do
detalhamento das observações de fenômenos
naturais até a aplicação de uma grande variedade
de ferramentas e métodos avançados.
O objetivo
principal dos pesquisadores deste laboratório é
expandir os conhecimentos sobre a Terra e
planetas e melhorar nosso conhecimento sobre os
processos físicos que ocorrem no interior e na
superfície dos planetas. A missão de ensino do
LPGN é realizada por programas de mestrado e
doutorado. Este é um dos raros laboratórios no
mundo que une geólogos, geofísicos e astrofísicos.
Esta união permite a execução de projetos para o
estudo do interior de planetas e da Lua,
caracterizando a estrutura e evolução dos mesmos,
usando técnicas matemáticas aplicadas à
observações geofísicas.
Alguns temas estudados no LPGN são:
 Controle do manto no geodínamo;
 Mudanças do dipolo da Terra e efeitos de
difusão;
 Dinâmica interna de planetas sólidos;
 Tomografia sísmica global e regional;
 Campo magnético da litosfera atual e o
dínamo no passado de Marte;
 Campo magnético litosférico da Terra
(exemplo na Figura 3);
 Modelagem da temperatura e composição
no interior de planetas.

Figura 3: Mapa aeromagnético na região chamada
Champtoceaux, na França. Estudo realizado pelo LPGN. As
regiões A, B e C foram as regiões estudadas em detalhe.

Um dos pesquisadores que realizam
pesquisa de ponta no LPGN é o Dr. Hagay Amit.

Uma das linhas de pesquisa do Dr. Amit é sobre o
controle do manto no geodínamo. As anomalias
sísmicas no manto inferior da Terra sugerem que o
fluxo de calor na interface núcleo-manto contém
heterogeneidades laterais. O Dr. Amit estuda como
estas heterogeneidades podem influenciar o
geodínamo, que é gerado por movimentos
convectivos no núcleo externo.

Institut for Rumforskning og-teknologi - DTU
Space (Instituto Nacional Espacial da Dinamarca)
Homepage: https://space.dtu.dk/English.aspx
Fundada em 1829 na Dinamarca, é uma
universidade que oferece cursos na maioria das
disciplinas de engenharia com níveis de mestrado e
doutorado. A universidade tem um alto padrão
internacional no âmbito das ciências técnico-
naturais, com base em 19 departamentos
individuais, bem como um número de centros de
pesquisa no campus em Lyngby, ao norte de
Copenhague. Os departamentos oferecem
atividades na área de biotecnologia, tecnologia de
comunicações, gestão de energia eólica, tecnologia
espacial e de nanotecnologia, entre outras áreas.
O DTU é uma das principais universidades
técnicas no Norte da Europa, com mais de 180 anos
de experiência em pesquisa de alto nível e
educação. A universidade é caracterizada por ter
um ambiente internacional com estudantes e
pesquisadores de todo o mundo, e um grande
número de cursos e programas ministrados em
Inglês.
Dr. Nils Olsen é um dos principais
pesquisadores em geomagnetismo do DTU com
mais de 100 artigos publicados em revistas
científicas importantes. Ele trabalha nas seguintes
áreas de pesquisa:
 Modelagem das variações do campo
magnético da Terra;
 Modelagem do fluido no núcleo
terrestre;
 Indução eletromagnética no manto;
 Análise do campo magnético da Terra
por satélites;
 Campo magnético de Marte e da Lua,
com ênfase na separação dos campos
interno e externo.

National Aeronautics and Space Administration-
NASA (Administração Espacial e Aeronáutica
Nacional dos Estados Unidos)
Homepage Geral da NASA: http://www.nasa.gov/
Homepage de geomagnetismo da NASA:
http://denali.gsfc.nasa.gov/geomag.html
No dia 01 de outubro de 1958 a NASA foi
fundada. O nascimento da NASA estava
diretamente relacionado às pressões de defesa
nacional. Durante a Guerra Fria, a exploração do
espaço surgiu como uma importante área de
competição e tornou-se conhecida como a “corrida
espacial”. Durante a década de 1940, o
Departamento de Defesa investia em pesquisas e
foguetes, como meio de assegurar a liderança
americana em tecnologia.
O presidente Eisenhower deu um
importante passo quando aprovou um plano para
colocar em órbita um satélite científico, como
parte do Ano Geofísico Internacional (AGI) para o
período de primeiro de julho de 1957 a 31 de
dezembro de 1958. Foi um esforço cooperativo
para reunir dados científicos sobre a Terra. Desde
a sua criação em 1958, a NASA tem realizado
grandes feitos científicos e tecnológicos no espaço.
Continua a ser uma força de liderança na pesquisa
científica e estimula o interesse público na
exploração aeroespacial, bem como a ciência e
tecnologia em geral. A NASA atua em diversos
setores científicos e contribui fortemente para
descobertas em todas as áreas da ciência, incluindo
a geofísica.
O grupo de geomagnetismo da NASA
trabalha principalmente com modelos chamados
de “compreensivos” (de comprehensive model)
que separam fontes internas e externas do campo
magnético, anomalias crustais e apoio a missões
espaciais que objetivam o estudo do campo
geomagnético, como a missão SWARM (Figura 4).

Figura 4: Ilustração da missão de satélite SWARM, dedicada
ao estudo do campo magnético terrestre.

Um dos pesquisadores mais importantes da
NASA em geomagnetismo é o Dr. Terence Sabaka.
Ele desenvolveu um modelo muito famoso,
chamado de CM4, no qual conseguiu modelar as
diferentes fontes do campo geomagnético: àquelas
geradas no núcleo, magnetosfera, ionosfera e
campos induzidos.

University of California, Los Angeles- UCLA
(Universidade da Califórnia, Los Angeles)
Homepage do Instituto de Geofísica e Física
Planetária: http://www.igpp.ucla.edu/
Homepage do Departamento de Matemática:
http://www.math.ucla.edu/
O Instituto de Geofísica e Física Planetária
da Universidade da Califórnia é interdisciplinar que
gera novas ideias e métodos das ciências físicas
para pesquisas e educação nas geociências e para
suas aplicações. O Instituto foi fundado em 1946,
com aplicações pioneiras na física e química nas
ciências da Terra. Atualmente participa em projetos
de aplicação da paleontologia e microbiologia no
estudo da origem e evolução da vida. Também nas
aplicações em satélites, cálculos e visualização do
ambiente espacial, além de desenvolvimentos
experimentais e teóricos sobre a química e física do
interior da Terra e outros planetas. Eles se
preocupam ainda com aplicações da ciência em
questões sócio-econômicas.
Atualmente são três centros dentro deste
instituto, cada um com seu próprio programa de
pesquisa e ensino:
 Ciências Planetárias: astrônomos, cosmo-
químicos e astro-biólogos se unem para
compreender a origem e evolução de
outros planetas. Eles também estudam as
condições que favoreceram a vida na Terra e
exploram outras zonas de possível
habitação.
 Sistemas da Terra: unem estudos
observacionais, teóricos, numéricos e
experimentais (laboratório) para investigar a
Terra e sua interação com o meio
interplanetário.
 Física Espacial: analisam o vento solar,
magnetosferas, ionosferas e atmosferas da
Terra e outros planetas através de
simulações, física de plasma e física
espacial. Desenvolvem tecnologias para
pesquisas espaciais e educação.

Entretanto um dos pesquisadores de maior
destaque encontra-se no Departamento de
Matemática da UCLA, chamado Paul Roberts. Se
você lembrar das aulas sobre o geodínamo, ele foi
citado como um dos criadores dos modelos
tridimensionais do dínamo terrestre. Dr. Paul
Roberts trabalha em áreas como: mecânica dos
fluidos, magnetohidrodinâmica e ondas não-
lineares. Estes temas são aplicados em problemas
relacionados ao planeta Terra e contribuem muito
para esclarecer questões sobre o geodínamo.

Há muitos outros institutos no exterior que
devem ser citados na área de geomagnetismo,
como a
Universidade de Harvard, a Universidade de
Liverpool, a Universidade de Leeds, entre outras.
Deixamos para vocês o trabalho de procurar novos
pesquisadores e importantes instituições de
pesquisa que realizam trabalhos atuais sobre o
campo magnético da Terra. A pesquisa sobre novas
informações é muito importante para seu
aprendizado!

ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/4_magnetismo_das_rochas.pdf

1
A crosta terrestre é composta por rochas
que contém alguma quantidade de minerais
magnéticos. Esses minerais adquirem uma
magnetização remanente, ou seja, eles registram o
campo magnético de um determinado local e
época. Quando as rochas se formam, normalmente
os minerais “magnéticos” constituintes adquirem
uma magnetização paralela ao campo magnético
ambiente da época, também chamada de
magnetização remanente primária. Esta
magnetização primária fornece a informação sobre
a direção e intensidade do campo magnético na
época em que a rocha foi formada. Mas as rochas
também podem adquirir magnetizações
posteriores a sua formação em virtude de
processos físicos e químicos. Esse tipo de
magnetização é chamado de magnetização
remanente secundária. Mas você sabe como as
rochas adquirem magnetização?
Há várias formas nas quais rochas e
artefatos arqueológicos podem gravar a
magnetização. A mais comum é chamada de
magnetização termo-remanente Nesta
magnetização os grãos magnéticos presentes nas
rochas ígneas se orientam na direção do campo
magnético da época. Em resumo, esta rocha grava
a magnetização daquele local na época em que ela
foi formada. Quando a temperatura está muito
alta, a agitação térmica não possibilita que a rocha
registre o campo magnético do ambiente. Mas
quando a rocha começa a esfriar, ela passa por uma
temperatura crítica, chamada temperatura de
Curie. Abaixo da temperatura de Curie, a energia
magnética supera a energia térmica e a rocha
adquire uma magnetização. A temperatura de
Curie varia de acordo com o tipo de mineral
magnético; para a magnetita esta temperatura é de
578ºC e para a hematita de 675ºC.
Cada camada de rocha mais profunda
representa um período mais antigo. Estas idades
são determinadas por métodos de datação. Além
das idades, estas camadas registram o campo
magnético daquela época. Então, obtêm-se uma
sequência de idades das rochas e as suas
respectivas magnetizações. Também, como vocês
viram no módulo 1, o assoalho oceânico registra o
campo magnético no passado e da mesma forma,
por datação, conhecemos a sequência de idades
das rochas e de suas magnetizações. Por esse
motivo, sabemos quando o campo reverteu a sua
polaridade no tempo geológico.
Já as rochas sedimentares formam-se
quando partículas de sedimento que se
depositaram no assoalho oceânico, lagos ou rios
são compactadas. Mas antes desta compactação,
existem partículas magnéticas entre os grãos que
se alinham na direção do campo magnético. Estas
partículas são como pequenos imãs magnetizados
na direção do campo da época da deposição.
Depois que a rocha é compactada ela incorpora a
orientação destas pequenas partículas (Figura 1).
Este tipo de magnetização é chamada de
remanente deposicional.

MÓDULO 2.4: MAGNETISMO DAS ROCHAS

Figura 1. Grãos de minerais magnéticos transportados no
oceano com outros sedimentos (A). Estes grãos ficam
alinhados com o campo magnético da época enquanto
decantam (B). Esta orientação é preservada na
compactação dos sedimentos quando a rocha sedimentar
se forma.

2
Para estudarmos os tipos de magnetização
em sólidos, precisamos primeiro aprender alguns
conceitos fundamentais. O elétron, além de possuir
carga elétrica, ele gira em torno de si mesmo
(Figura 2A). Podemos comparar seu movimento
com o de um pião (brinquedo infantil). O elétron
possui uma orientação magnética bem parecida
como um imã, tendo pólos norte e sul. Essa
orientação que é definida como spin. Para fins
didáticos, o spin pode ser representado por uma
simples seta (Figura 2B). Se o elétron girar de oeste
para leste, representamos o spin com uma seta
para cima. Já se o elétron apresentar um giro de
leste para oeste representamos o elétron com a
seta para abaixo.

Quando os elétrons estão sob influência de
um campo magnético externo, os spins tendem a
se alinhar de acordo com a orientação desse
campo. O momento magnético de um corpo é a
soma dos momentos magnéticos de seus átomos
(Figura 3).

A magnetização de um corpo (M) é a soma
dos momentos magnéticos (m) por unidade de
volume (V). O fator de proporcionalidade entre o
campo magnético indutor (H) e a magnetização (M)
é chamado de susceptibilidade magnética (k):
M = k H
A susceptibilidade magnética é uma medida
da capacidade do material adquirir magnetização.
Quanto maior a susceptibilidade, maior será a
magnetização do material. Alguns exemplos de
susceptibilidade magnética em rochas e minerais
são mostrados na Figura 4.

Há três classes principais de
comportamento magnético que podem ser
distinguidas em termos de susceptibilidade
magnética: diamagnetismo, paramagnetismo e
ferromagnetismo.
Materiais diamagnéticos têm uma
suscetibilidade negativa (Figura 5). Isso significa
que sob influência de um campo magnético, os
materiais diamagnéticos adquirem uma
magnetização com a orientação oposta ao campo
ambiente. Um exemplo de mineral diamagnético é
o quartzo. Já os materiais paramagnéticos possuem
Figura 2. Representação de um spin (A) e representação
simplificada (B).

A B
Figura 3. Representação de momentos magnéticos em
um sólido. A e B mostram a orientação aleatória em
dois instantes diferentes. Já C uma parte dos momentos
magnéticos está alinhada com o campo H e o sólido
adquire uma magnetização induzida Ji.
Figura 4. Faixas de valores de susceptibilidade
magnética de algumas rochas (A) e minerais (B).

3
características opostas aos materiais
diamagnéticos; eles apresentam como
característica principal uma suscetibilidade positiva
(Figura 5). Como consequência, eles adquirem uma
magnetização com o mesmo sentido ao do campo
magnético que está sob influência.

Nos materiais paramagnéticos e
diamagnéticos a interação entre os momentos
magnéticos dos átomos é pequena e normalmente
desprezível. Entretanto, em alguns metais (ex.
ferro, níquel e cobalto) os átomos ocupam posições
próximas o suficiente para permitir troca de
elétrons entre átomos vizinhos. Esta troca faz com
que os momentos magnéticos dos átomos fiquem
alinhados paralelamente ao campo magnético
externo e produzam
uma magnetização
espontânea (Figura 6A), ou seja, uma
magnetização própria mesmo quando não há um
campo magnético externo. Esses materiais são
chamados de ferromagnéticos e apresentam uma
forte magnetização.

Quando o material ferromagnético é aquecido, a
sua magnetização espontânea desaparece acima da
temperatura de Curie e o material se torna
paramagnético.
Materiais antiferromagnéticos (Figura 6B)
possuem momentos magnéticos antiparalelos. Isto
resulta em uma susceptibilidade fraca e positiva.
Porém, esses materiais podem adquirir
magnetização remanente, como por exemplo, a
hematita. Já os materiais ferrimagnéticos (Figura
6C) também apresentam alinhamentos
antiparalelos, porém, com intensidades diferentes.
Os materiais ferrimagnéticos adquirem uma
magnetização espontânea. A magnetita é o mineral
ferrimagnético mais importante na composição das
rochas magnéticas.
O estudo das ANOMALIAS MAGNÉTICAS da
crosta terrestre requer levantamentos de grande
escala que podem ser realizados por satélites, em
altitudes de algumas centenas de quilômetros,
assim como por navios e aviões. Dados de satélites
possibilitam o estudo de feições magnéticas na
escala de milhares de quilômetros, já
levantamentos aéreos e marinhos possibilitam
observar feições de dezenas e centenas de
quilômetros que normalmente estão relacionados
a estruturas geológicas.

Figura 6. Representações
esquemáticas dos alinhamentos
dos momentos magnéticos
atômicos e suas respectivas
magnetizações espontâneas. Em
A, ferromagnetismo, em B, anti-
ferromagnetismo e em C
ferrimagnetismo.
A B C
Magnetização
espontânea
As ANOMALIAS MAGNÉTICAS são geradas por
contrates de magnetização entre rochas com
diferentes propriedades magnéticas. A anomalia
magnética depende da forma, profundidade e
orientação do corpo fonte.

Figura 5. Variações da magnetização (M) com um
campo magnético aplicado (H) em materiais
paramagnéticos e diamagnéticos.

4
As características magnéticas da crosta são
diferentes nos continentes e nos oceanos. As
diferentes estruturas, composições e histórias de
evolução das crostas continental e oceânica,
refletem nas anomalias magnéticas que são
produzidas. As anomalias oceânicas possuem um
padrão geral regular com bandas de magnetização
positivas e negativas, da ordem de dezenas de
quilômetros. O paralelismo entre as anomalias e o
eixo da cadeia oceânica e a simetria entre as
sequências de máximos e mínimos, são as bases do
modelo proposto por Vine e Matthews e
independentemente por Morley, em 1963. Este é o
efeito combinado da expansão dos oceanos e
reversões de polaridade do campo geomagnético
(Figura 7).
Já na crosta continental não há um padrão
geral de magnetização. A crosta continental é
formada por diversos tipos de rochas com
propriedades magnéticas diferentes.

As anomalias locais e regionais podem ser
relacionadas a estruturas geológicas.
O estudo do magnetismo das rochas é
essencial para o desenvolvimento de pesquisas em
paleomagnetismo e arqueomagnetismo (veja
tópico 1.4), na reconstrução do passado magnético
da Terra. Mas o conhecimento sobre o magnetismo
das rochas se estende a aplicações nas indústrias. O
objetivo de levantamentos magnéticos é identificar
e descrever regiões da crosta terrestre que
possuam magnetizações anômalas. Estas anomalias
podem estar associadas a minerações locais de
interesse comercial ou podem ocorrer devido a
estruturas de sub-superfície relacionadas a
depósitos de petróleo. Esse assunto será discutido
no módulo 4 deste curso.

Figura 7.Anomalias magnéticas na crosta oceânica: exemplo da cadeia de Juan de Fuca (na costa do Canadá no oceano
Pacífico).Em A, o espalhamento e magnetização do fundo oceânico (preto significa magnetização normal e branco, a
magnetização reversa) no modelo de Vine-Matthews-Morley. Em B, o mapa de anomalias magnéticas: preto significa
anomalias positivas e em branco as anomalias negativas. C mostra o perfil observado da anomalia do campo magnético total
(intensidade do campo magnético) medida ao longo da porção central do mapa (1 gamma = 1nT).

5
Referências Bibliográficas

Hamed-Arkani, J. Magnetic anomalies, modeling.
Encyclopedia of Geomagnetism and
Paleomagnetism, Editores: Gubbins, D. & Herrero-
Bervera, E., Springer, p. 485 – 490.

Lanza, R. & Meloni, A., 2006. The Earth´s
Magnetism. An Introduction for Geologists.
Springer, 278 páginas.

Lowrie, W., 2004. Fundamentals of Geophysics.
Cambridge University Press. ISBN 0-
521-46164-2.

Merril, R. T., Mcelhinny, M. W.; McFadden, P. L.
(1996). The Magnetic Field of the Earth-
Paleomagnetism, the core and the deep mantle.
Academic Press. Volume 63.

Press, F., Siever, R., Grotzinger, J., Jordan, T. H.,
2006. Para entender a Terra. 4ª edição. Versão
traduzida do livro. 656 páginas.

Teixeira, W., Toledo, M. C. M., Fairchild, T. R. and
Taioli, F., 2009. Decifrando a Terra. 557 páginas.

Fontes das Figuras

Figura 1: Press, F., Siever, R., Grotzinger, J., Jordan,
T. H., 2006. Para entender a Terra.

Figura 2: Elaborada por Rômulo Ferreira.

Figuras 3, 5 e 7: Lanza, R. & Meloni, A., 2006. The
Earth´s Magnetism.

Figuras 4 e 6: Lowrie, W., 2004. Fundamentals of
Geophysics.
ON - Curso de Mangetísmo Terrestres - 2012/3_as_reversoes_do_campo.pdf

1
A primeira aproximação do campo
geomagnético é de um dipolo magnético cujo eixo
está bem próximo ao eixo de rotação da Terra. Em
outras palavras, os pólos magnéticos estão
normalmente muito próximos aos pólos
geográficos. Entretanto, ocasionalmente os pólos
magnéticos revertem a sua polaridade. Este
processo de reversão é observado em registros
paleomagnéticos, em rochas no fundo dos oceanos
e em lavas vulcânicas. Veja mais sobre como as
rochas e artefatos arqueológicos conseguem
registrar o campo magnético no módulo 2.4.
O campo geomagnético já reverteu a sua
polaridade centenas de vezes durante toda a
história da Terra (variações paleomagnéticas). As
reversões não são periódicas, ou seja, não ocorrem
com períodos bem determinados. O tempo médio
entre reversões é de aproximadamente 250.000
anos. A última mudança de polaridade ocorreu há
780.000 anos, ou seja, muito mais do que o tempo
médio das reversões. Isso não quer dizer, porém
que uma reversão ocorrerá em breve, já que
períodos muito maiores com a mesma polaridade
já ocorreram na história da Terra.
Épocas com a mesma polaridade magnética
que a atual são chamadas de polaridade normal e
épocas com a polaridade oposta são chamadas de
polaridade reversa. Os chamados crons são
períodos nos quais o campo magnético manteve a
mesma polaridade de modo razoavelmente estável,
geralmente de 50.000 anos até 5.000.000 anos.