LIBRO BLANCO

GEOMAGNETISMOY AERONOMÍA

Editores científicos:Benito A. de la Morena1,

Miguel Herraiz3

Joan Miquel Torta2,

AutoresMiguel Herraiz3,

Benito A. de la Morena1,Joan Miquel Torta2,

Manuel Catalán4,Juan José Curto2,

Alicia García5,José Manuel Martínez Solares6,

Isabel Socías6,Juan José Villalaín7

1Estación Sondeos Atmosféricos El Arenosillo, INTA, 21130 Mazagón-Moguer, Huelva

2Observatori de l’Ebre, (OE), CSIC - Universitat Ramon Llull, 43520 Roquetes, Tarragona

3Dpto. de Física de la Tierra, Astronomía y Astrofísica I, Facultad Ciencias Físicas, Universidad Complutense, 28940 Madrid

4Real Instituto y Observatorio de la Armada, San Fernando 11100 Cádiz

5Departamento de Volcanología, Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, 28006 Madrid

6Servicio de Geomagnetismo, Sub. Gral. Astronomía, Geofísica y A. Espaciales, IGN, 28003 Madrid

7Dpto. Física, Escuela Politécnica Superior, Universidad de Burgos, 09006 Burgos

Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial «Esteban Terradas»

LIBRO BLANCO

GEOMAGNETISMOY AERONOMÍA

Editores científicos:Benito A. de la Morena1

Miguel Herraiz3

Joan Miquel Torta2

AutoresMiguel Herraiz3

Benito A. de la Morena1

Joan Miquel Torta2

Manuel Catalán4

Juan José Curto2

Alicia García5

José Manuel Martínez Solares6

Isabel Socías6

Juan José Villalaín7

1Estación Sondeos Atmosféricos El Arenosillo, INTA, 21130 Mazagón-Moguer, Huelva2Observatori de l’Ebre, (OE), CSIC - Universitat Ramon Llull, 43520 Roquetes, Tarragona

3Dpto. de Física de la Tierra, Astronomía y Astrofísica I, Facultad Ciencias Físicas, Universidad Complutense, 28940 Madrid

4Real Instituto y Observatorio de la Armada, San Fernando 11100 Cádiz5Departamento de Volcanología, Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, 28006 Madrid

6Servicio de Geomagnetismo, Sub. Gral. Astronomía, Geofísica y A. Espaciales, IGN, 28003 Madrid

7Dpto. Física, Escuela Politécnica Superior, Universidad de Burgos, 09006 Burgos

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Los derechos de esta obra están amparados por la Ley de Propiedad Intelectual. No podrá ser reproducida por medio alguno, comprendidos la reprografía y el tratamiento informático, sin permiso previo de los titulares del © Copyright.

© Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial «Esteban Terradas» (INTA)

Edita:

ISBN: 978-84-938932-2-4

NIPO:impreso: 078-14-002-4en línea: 078-14-001-9

Depósito Legal: M-20797-2014

Diseño y Arte: Vicente Aparisi

Tirada: 250 ejemplaresFecha de edición: Julio 2014

Imprime: Imprenta Nacional del Boletín Oficial del Estado

CATÁLOGO GENERAL DE PUBLICACIONES OFICIALEShttp://www.publicacionesoficiales.boe.es

1. Introducción ………………………………………………………………………………………… 13

2. Campos Magnéticos Internos …………………………………………………………………… 17

2.1 Teoría de la geodinamo y el magnetismo planetario ………………………………… 17

2.2 Inducción electromagnética ………………………………………………………………… 22

2.3 Paleomagnetismo …………………………………………………………………………… 24

3. Fenómenos Aeronómicos ………………………………………………………………………… 29

4. Fenómenos Magnetosféricos ……………………………………………………………………… 35

5. Viento Solar y Campo Interplanetario …………………………………………………………… 39

6. Observatorios Geomagnéticos, Levantamientos y Análisis ………………………………… 43

6.1 Observatorios geomagnéticos, instrumentos y estándares …………………………… 43

6.2 Campañas mediante satélites artificiales ………………………………………………… 46

6.3 Datos, índices y aplicaciones ……………………………………………………………… 47

6.4 Análisis global y regional del campo geomagnético y su variación secular ……… 48

6.5 Análisis de anomalías magnéticas ………………………………………………………… 51

7. Líneas de Evolución ………………………………………………………………………………… 57

8. Referencias …………………………………………………………………………………………… 63

ÍNDICE

Crédito: Fenómenos Aeronomía. AuroraCrédito: ESA. S. Mazrouei

AGRADECIMIENTOS

Los autores de este Libro Blanco, miembros de la Sección de Geomagnetismo y Aeronomía de la Comisión Española de Geodesia y Geofísica, agradecen al Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial la edición de este libro.

Los autores también desean agradecer las contribuciones de Estefania Blanch, Santiago Marsal, Antoni Segarra y David Altadill.

PRESENTACIÓN

En 1958 se descubrió que la Tierra está rodeada por dos gigantescos halos de ra-diación, llamados cinturones de Van Allen, cargados de partículas que viajan a enor-mes velocidades. En el caso de tormentas espaciales intensas provocadas por el viento solar, estas partículas pueden llegar a inutilizar la electrónica de los satélites e incluso dañar los sistemas eléctricos en la Tierra. Desde el descubrimiento de es-tos cinturones de radiación, y ante su significativa influencia en las comunicaciones y en la calidad de vida de los seres humanos, la ciencia y la tecnología han tratado de desentrañar cómo funciona este peculiar lazo planetario. Hoy estos estudios se engloban en una ciencia conocida como «Meteorología Espacial» (Space Weather).

Para entender y desarrollar este área del saber, que hoy es uno de los campos que despierta más interés por la inquietud que conlleva, debemos adentrarnos en otros sectores del geomagnetismo y la aeronomía, que están enmarcados en el ámbito general de la geofísica y que contempla la Asociación Internacional de Geo-magnetismo y Aeronomía (International Association of Geomagnetism and Aero-nomy, IAGA). Nos referimos al viento solar y al campo interplanetario, los campos magnéticos internos (teoría de la geodinamo y magnetismo planetario), la inducción electromagnética, el paleomagnetismo, los fenómenos magnetosféricos, y los fe-nómenos aeronómicos de la media y alta atmósfera de la tierra (mesosfera, ionos-fera y termosfera), con su electrodinámica y cambios a largo y medio plazo.

Esta recopilación que constituye el Libro Blanco Geomagnetismo y Aeronomía incluye información sobre observatorios geomagnéticos, observatorios ionosféri-cos, campañas realizadas mediante satélites artificiales, y sobre estudios desarro-

llados en los últimos años en torno al análisis global y regional del campo geomag-nético y su variación y de las anomalías magnéticas. Con ello se presenta una visión de conjunto del esfuerzo que en España se ha venido realizando en estas últimas décadas por las instituciones firmantes: Instituto Geográfico Nacional (IGN), Ob-servatorio del Ebro, Universidad Complutense de Madrid (UCM), Consejo Superior de Investigaciones Científicas (CSIC), Real Instituto y Observatorio de la Armada en San Fernando (ROA), Universidad de Burgos e Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial (INTA) en su sede de El Arenosillo.

INTRODUCCIÓN

El geomagnetismo es quizá la disciplina de las ciencias de la Tierra que ha tenido una trayectoria más larga, no sólo por la curiosidad que suscitó en la antigüedad la habilidad de la calamita para apuntar al norte, sino por la importancia histórica que ha tenido para la navegación, primero, y para la exploración del interior de la Tierra y de la relación de esta con la actividad solar, después. Por ello hoy en día es un tema extremadamente amplio y multidisciplinar, por lo que la pretensión de este documento, es decir, resumir y estructurar sus líneas de actividad actuales, no es una tarea fácil.

En otras áreas del saber, y quizá precisamente en otras ramas de la geofísica, tal vez no exista tanta relación entre cómo está organizada la asociación internacional de referencia y los caminos por los que transcurren los avances o los intereses científicos en cada momento. Eso no es así para el caso particular del geomagnetismo, y un ejemplo es que, a pesar de que el número de investigadores dedicados al geomagnetismo y la aeronomía suele ser una minoría dentro del ám-bito general de la geofísica, las Asambleas de la Asociación Internacional de Geomagnetismo y Aeronomía (International Association of Geomagnetism and Aeronomy, IAGA) acostumbran a ser multitudinarias y casi siempre su participación es la mayoritaria cuando se celebran conjuntamen-te con otras Asociaciones de la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica (International Union of Geodesy and Geophysics, IUGG), cuyos delegados tienden a diversificar más su presencia en

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otros foros o trabajan más al margen de la disciplina o los dictámenes de sus asociaciones inter-nacionales. Por lo tanto, una buena forma de estructurar esta revisión es siguiendo la estructura de la IAGA.

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La División I se ocupa de los campos magnéticos internos, cubriendo en buena medida toda la investigación sobre el origen del campo magnético de la Tierra y de los planetas, e incluyendo asimismo los estudios y las aplicaciones de la inducción electromagnética, y del paleomagnetismo y el magnetismo de las rocas. La División II trata de la física, y hasta cierto punto, también de la química de la ionosfera, la termosfera y la atmósfera media; incluye la parte de la IAGA que trata, pues, con la aeronomía; y es evidente que no puede concebirse al margen de la existencia del campo magnético de la Tierra. Las Divisiones III y IV versan sobre el geomagnetismo de origen externo y las fuentes que lo originan, es decir, de los fenómenos magnetosféricos, y del viento solar y el campo interplanetario, respectivamente. Finalmente, la División V trata de promocionar una estandarización de los sistemas de adquisición de datos geomagnéticos y de su diseminación, de la programación de los levantamientos, de los índices geomagnéticos, y de los análisis de las observaciones geomagnéticas en su sentido más amplio. Esa estructura es completa pero, para evitar presentar un documento excesivamente largo, no van a tratarse todos los apartados con la misma intensidad. Se pasará más someramente por las líneas que tienen más relación con la heliofísica o la astrofísica en general. De esta forma, el espacio dedicado a las Divisiones III y IV será muy inferior al dedicado a la I, II y V. Se detallará, además, las actividades de las distintas

Figura 1. Las cinco Divisiones de la IAGA, según la región del sistema Sol-Tierra donde se ubican. Adaptada de Fischbach et al., (1994).

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subdisciplinas, coincidentes a menudo con determinados grupos de trabajo (Working Groups, WG) creados para promocionar y organizar su desarrollo.

La revisión que sigue a continuación se divide, pues, en esas cinco grandes áreas y en sus di-versas subdisciplinas dentro de las mismas, incidiendo en aquellos aspectos que los autores mejor conocen, y tratando de detallar al final de cada apartado los grupos y las respectivas actividades desarrolladas desde España. Finalmente se discuten las posibles líneas de evolución de algunas de las temáticas revisadas.

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CAMPOS MAGNÉTICOS INTERNOS

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2.1 Teoría de la geodinamo y el magnetismo planetarioLa primera teoría propuesta para solucionar el problema del origen del campo magnético interno de la Tierra data de 1600, cuando Gilbert describió la Tierra como un gran imán de forma esférica uniformemente magnetizado. Teniendo en cuenta el radio de la Tierra, para encontrar coherencia con las medidas en la superficie, su magnetización debería ser de 80 Am-1. Pero para que esto ocurriera, la mitad de las rocas de su interior deberían estar compuestas de magnetita. Además, hay que tener presente que la magnetización permanente sólo es posible por debajo del punto de Curie, de modo que la teoría de Gilbert fue rechazada al descubrir las altas temperaturas del inte-rior de la Tierra. Desde entonces se han planteado diferentes hipótesis, la mayoría de las cuales se han descartado antes de ser completamente desarrolladas, hasta que en 1919 Joseph Larmor propuso que el movimiento del hierro fundido del núcleo externo de la Tierra podía actuar como una dinamo y producir el campo geomagnético.

Aunque el núcleo es un buen conductor, un sistema de corriente eléctrica en el mismo pierde con-tinuamente energía mediante disipación óhmica. La pérdida de corriente eléctrica se convierte en calor, contribuyendo al balance térmico del núcleo. Las ecuaciones del electromagnetismo aplicadas al nú-cleo muestran cómo ese sistema debería decaer a cero en alrededor de 10 000-20 000 años, a menos que sea sostenido de algún modo. Sin embargo, el paleomagnetismo nos ha mostrado evidencias

de la existencia de un campo geomagnético desde el Precámbrico, es decir desde hace unos 3000 millones de años. Ello implica que el sistema debe estar continuamente mantenido o regenerado, de modo que la fuente originaria del campo magnético principal es conocida como la dinamo nu-clear autosostenida o autoinducida, o sencillamente, geodinamo, por analogía con el aparato que produce energía eléctrica en un conductor que gira en presencia de un campo magnético.

Para la formulación analítica del fenómeno se recurre a las ecuaciones de la magnetohidrodiná-mica, planteadas para estudiar la dinámica de los fluidos en los que las fuerzas electromagnéticas son importantes. La principal de dichas ecuaciones expresa el ritmo de cambio del vector de densidad de flujo magnético, B, en el núcleo como la suma de dos términos. El primero, inversa-mente proporcional a la conductividad eléctrica, determina el decaimiento del campo en ausencia de un potencial generador. El segundo es propiamente el término dinamo y viene determinado por la velocidad de los movimientos del fluido en el núcleo. La conductividad del núcleo externo es alta y para velocidades de alrededor de 1 mms-1, el término dinamo excede ampliamente al de difusión. Bajo estas condiciones, las líneas de flujo magnético en el núcleo son arrastradas por el flujo del propio fluido. Este concepto, fundamental para la teoría de la geodinamo, se conoce como el teorema del flujo congelado, que consigue aproximar bastante bien las condiciones en el núcleo externo fluido de la Tierra.

El flujo del fluido comprende una componente radial y otra rotacional. Por lo que respecta a la componente radial, debemos tener en cuenta que el lento enfriamiento de la Tierra produce un gradiente térmico en el núcleo, que resulta en convección del fluido rico en hierro del núcleo externo. Esta convección térmica se ve aumentada por el calor latente liberado en la frontera entre el núcleo interno y externo a medida que el primero se solidifica. Además, la búsqueda de un equi-librio eutéctico en el fluido del núcleo externo reduce su componente más pesado (el hierro) que tiende a depositarse en el núcleo interno al tiempo que el fluido y sus elementos menos pesados ascienden a través del núcleo externo líquido, causando una convección adicional por flotación. La componente rotacional es el resultado de un gradiente de velocidad radial en el líquido del núcleo, con las capas internas rotando con más velocidad que las externas. Esa rotación relativa del fluido conductor arrastra las líneas de campo magnético alrededor del eje de rotación, formando confi-guraciones toroidales del campo. Mientras que sus interacciones con los tramos ascendentes y descendentes de las corrientes convectivas producen campos magnéticos poloidales. Los prime-ros quedan confinados en el núcleo y no pueden medirse, mientras que los segundos escapan del núcleo y son los que medimos, atenuados, en la superficie de la Tierra. Los movimientos del núcleo están, además, sujetos a las fuerzas de Coriolis, que son lo suficientemente fuertes para dominar los patrones del flujo resultante.

Por todo lo descrito, puede entenderse que hallar una solución analítica para la teoría de la dinamo no es en absoluto sencillo. El salto más importante en los estudios de la dinamo nuclear autoinducida en las últimas décadas se produce con la aparición de soluciones nu-méricas para las ecuaciones magnetohidrodinámicas (MHD) que describen la convección térmica y la generación del campo magnético en un fluido rotando en un capa esférica con un núcleo interno sólido y conductor (Glatzmaier y Roberts, 1995). Una vez transcurridos

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36 000 años de simulación aparecía de forma espontánea una inversión del campo, con un tiempo de transición de unos 1000 años. Resultados posteriores por parte de esos mismos autores (Roberts y Glatzmaier, 2000) hablaban de 300 000 años de simulación y la aparición de hasta cuatro inversiones espontáneas. Estas simulaciones numéricas están proporcio-nando, pues, resultados razonables acerca de la morfología y la intensidad del campo en la frontera manto-núcleo, siendo capaces de generar inversiones y excursiones que pueden compararse con las observaciones paleomagnéticas, prediciendo una rotación diferencial entre el núcleo y el manto. Sin embargo todavía no se ajustan a las condiciones planetarias reales en un buen número de aspectos. Concretamente, giran demasiado despacio, son mu-cho menos turbulentas, y usan una viscosidad y difusividad térmica excesivamente grandes en comparación con la difusividad magnética (Christensen et al., 2009). Para un repaso de los logros y de los fallos de los resultados más recientes de la modelización de la geodinamo ver Christensen y Wicht (2007).

En esta primera división encontramos la mayor interrelación entre la IAGA y otras asociaciones de la IUGG que promueven el estudio de la tierra sólida, como la de Geodesia (International Asso-ciation of Geodesy, IAG), la de Sismología y Física del Interior de la Tierra (International Associa-tion of Seismology and Physics of the Earth’s Interior, IASPEI) y la de Vulcanología y Química del Interior de la Tierra (International Association of Volcanology and Chemistry of the Earth’s Interior, IAVCEI). En particular, toda la comunidad científica dedicada al estudio de la evolución y el estado actual del interior profundo de la Tierra, y los efectos que dicho interior tiene en las estructuras y procesos observados en la superficie, se organiza en torno a la comisión conocida como SEDI (Study of the Earth’s Deep Interior), que promueve estudios desde distintos enfoques (http://www.sedigroup.org/).

Del mismo modo, el conocimiento de los campos magnéticos de los planetas reviste un gran interés porque proporciona información sobre la estructura interna del planeta y su evolución tem-poral, su dinámica y su capacidad para sustentar o haber sustentado condiciones favorables a la existencia de la vida. El estudio de estos campos planetarios está muy vinculado al de la Tierra y buena parte de las técnicas para analizar los datos magnéticos para la exploración de nuestro sistema solar provienen de los grupos que estudian las anomalías geomagnéticas de origen litos-férico (Arkani-Hamed, 2007). Igualmente, los que diseñan las misiones e instrumentos a bordo de satélites orbitales como la Mars Global Surveyor (MGS) son los mismos (Acuña et al., 1999) que lo hacen para las misiones espaciales para la observación magnética terrestre y el estudio de las io-nosferas y magnetosferas de los planetas se realiza, en gran medida, por expertos en la ionosfera y magnetosfera terrestre (Schunk y Nagy, 2004).

El estudio del magnetismo planetario se inició en 1959 cuando Drake consideró que las seña-les electromagnéticas de Júpiter, detectadas cuatro años antes, eran resultado de la radiación de electrones atrapados en un gran campo magnético. La existencia de este campo fue confirmada in situ por la sonda Pioneer 10 en 1973 y muy pronto los datos aportados por otras sondas Pioneer, y por las naves Viking, Ulysses y Galileo, permitieron conocer las características del magnetismo de Júpiter, de algunos de sus satélites, y de Saturno, Urano y Neptuno. Paralelamente, desde 1962

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se ha desarrollado una intensa investigación del campo magnético de los planetas terrestres Mer-curio, Venus y Marte, así como de la Luna. Hasta la fecha no se ha podido situar un magnetómetro en la superficie de ningún planeta y todas las mediciones se han realizado con magnetómetros y otros equipos en el interior de las sondas. Como resultado de las investigaciones, hoy se puede afirmar la existencia de un campo magnético propio en todos los planetas excepto Venus y Marte, con tamaños muy diferentes que varían entre el gigantesco campo de Júpiter (cuyo momento di-polar expresado en función del radio es 20 000 veces el de la Tierra) hasta el extremadamente dé-bil de Mercurio (100 veces menor). Sus características son también muy distintas, predominando el carácter dipolar con diferentes inclinaciones del eje magnético respecto del de rotación: similar a la de la Tierra en Júpiter y hasta 60º en Urano y Neptuno. Aunque Venus y Marte no poseen actualmente campo magnético es muy probable que lo hayan tenido en el pasado (Christensen et al., 2009). Últimamente también se está investigando Mercurio de forma notoria, gracias a las dos recientes aproximaciones de la sonda MESSENGER, la cual ha revelado que a gran escala la morfología del campo magnético interno de Mercurio es similar a la de Tierra aunque, como ya se ha indicado, en superficie sea dos órdenes de magnitud más débil (Anderson et al., 2008). El estu-dio de los campos magnéticos incluye, lógicamente, el análisis de las ionosferas y magnetosferas correspondientes y de fenómenos característicos como las auroras, que ya han sido observadas en Júpiter, Saturno y Marte.

Marte ha recibido particular atención en los últimos años dado el interés que este planeta re-viste en la exploración espacial y la posibilidad de que su evolución temporal pueda ser una pauta

Figura 2. Recreación artística de la nave Mars Express (ESA).

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para la de la Tierra. El conocimiento sobre su campo magnético recibió un gran impulso gracias a los datos tomados por la MGS desde 1997 hasta noviembre de 2006 (Langlais y Quesnel, 2008). Aunque en la actualidad, Marte no posee un campo magnético propio de carácter global, los cam-pos magnéticos medidos por la MGS a alturas comparables con las observaciones en la Tierra revelan que su corteza presenta, sobre todo en la parte sur de la dicotomía, zonas con anomalías magnéticas entre uno y dos órdenes de magnitud superiores a las observadas en la Tierra (Acuña et al., 2001). Se trata de un magnetismo remanente, puesto que no puede haber magnetizaciones inducidas con esas características de intensidad y extensión en ausencia de campo magnético principal. Además, como las grandes provincias volcánicas y los mayores cráteres de impacto carecen de señal magnética, se puede deducir que la dinamo cesó antes de que estos eventos destructivos dejasen de tener lugar, aproximadamente al final de la época Noeica (hace unos 4000 Ma). Actualmente se dispone de modelos globales, basados en análisis en armónicos esféricos (Arkani-Hamed, 2002; Cain et al., 2003) o en modelos de fuentes equivalentes (Langlais et al., 2004). Sin embargo, las medidas de la MGS fueron tomadas a alturas demasiado grandes (a 90 Km durante un corto periodo inicial y a 400 Km durante la mayor parte del tiempo) para permitir una caracterización precisa. Esta limitación ha sido superada en parte por los datos que está proporcio-nando la sonda Mars Express, puesta en la órbita de Marte por la Agencia Espacial Europea (Euro-pean Space Agency, ESA) a finales de diciembre de 2003 (Chicarro et al., 2004). Su radar de baja frecuencia, MARSIS, permite sondear tanto la ionosfera como la zona situada debajo de la superfi-cie y más próxima a ella, y obtener valores del campo magnético a poca altura. De esta manera se han podido superar las limitaciones de los datos de radio-ocultación y obtener un conocimiento de-

tallado de la ionosfera marciana. Recientemente, la Universidad Complutense de Madrid (UCM), junto con el International Centre for Theoretical Physics, ICTP, (Trieste, Italia) y la ESA han inicia-do el estudio de la ionosfera de Marte, desarrollando un modelo empírico basado en estos son-deos ionosféricos y en datos de radio-ocultación proporcionados por la MGS (Sánchez-Cano et al., 2012; 2013). Asimismo, están desarrollando un modelo del mo-vimiento de partículas cargadas en el seno de un campo magnéti-co para las condiciones del polvo marciano en la proximidad de la superficie del planeta.

Figura 3. Perfil de densidad electrónica para la ionosfera de Marte obtenido con datos de radio-ocultación de la Mars Global Surveyor (Sánchez-Cano et al., 2011).

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2.2 Inducción electromagnéticaGracias al fenómeno de la inducción electro-magnética se puede determinar la conducti-vidad eléctrica del interior de la Tierra a partir de las medidas de las variaciones naturales del campo geomagnético (método GDS, Geomag-netic Deep Sounding) o también añadiendo va-riaciones (generalmente artificiales) de campo eléctrico (método magnetotelúrico). Del mismo modo, mientras que el segundo se utiliza para prospecciones locales o regionales, con el ob-jetivo de de cartografiar las diferencias laterales en la conductividad de la corteza y el manto su-perior, el GDS puede aplicarse tanto a escala re-gional como para todo el globo, con el propósito de determinar la variación de la conductividad eléctrica con la profundidad.

En los últimos años se ha obtenido un pro-greso significativo en la obtención de prediccio-nes precisas y detalladas de los campos mag-néticos inducidos en la Tierra, especialmente en los océanos, pero también en la tierra sólida, gracias al aumento de la disponibilidad de datos de satélite y a la obtención de modelos (3-D) de conductividad eléctrica realistas (Kuvshinov, 2011). Ello permitirá construir modelos más precisos para investigaciones de la geodinamo, así como para la cartografía de la magnetización

de la litosfera y su interpretación geológica, pues esos modelos exigen una extracción acertada no sólo de los campos originados en la magnetosfera y la ionosfera, sino también de los inducidos en la Tierra por esas corrientes eléctricas externas, al ser variables en el tiempo. Debemos tam-bién considerar la contribución al campo geomagnético generada por el movimiento de material conductor (p.e. agua marina) a través del campo magnético principal de la Tierra, de modo que se han podido detectar campos eléctricos en las costas debidos a las mareas oceánicas, que pue-den usarse para sondear la litosfera (Kuvshinov et al., 2006). Otra fuente de señales magnéticas detectables debido al movimiento del agua del mar es la circulación oceánica global. La región donde esas señales son mayores se localiza en el océano Índico y en el sur del Pacífico, debido a la combinación de la Corriente Circumpolar Antártica y la proximidad con el polo sur geomagné-tico. Aunque la parte estática de esas señales es difícil de distinguir del campo producido por la magnetización de la corteza, las medidas magnéticas de satélite podrían llegar a proporcionar una

Figura 4. El panel superior muestra un ionograma de Marte obtenido a partir del equipo MARSIS trabajando en modo sondeo. El panel inferior indica la identificación de la traza y la frecuencia de plasma correspondiente a la capa principal (Sanchez-Cano et al., 2012 ).

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medida independiente de la variabilidad oceánica (Manoj et al., 2006a). Asimismo, tras el devas-tador tsunami de Sumatra del 26 de diciembre de 2004, la detección y monitorización de señales geomagnéticas generadas por las oscilaciones oceánicas producidas por tsunamis ha recibido una importante atención (Tyler, 2005; Manoj et al. 2006b).

Por otro lado, se están desarrollando multitud de técnicas electromagnéticas para la caracte-rización de la conductividad eléctrica del subsuelo para exploración mineral o para aplicaciones medioambientales, fundamentalmente mediante la caracterización de acuíferos (Tezkan, 1999; Pellerin, 2002; Slater, 2007), las cuales se están mostrando esenciales hoy en día para la detección de plumas contaminantes o la exploración de vertederos.

En nuestro país, en el marco de la Comisión Española de Geodesia y Geofísica, este último tipo de estudios se adscriben a la Sección de Geofísica Aplicada. A modo de ejemplo, podemos mencionar como pioneros al Departamento de Volcanología del CSIC que desarrolló la técnica para su aplicación en áreas volcánicas activas (García, 1983; Ortiz et al., 1986; García et al., 1991a). Ac-tualmente, se realizan estudios magnetotelúricos en el Departamento de Geodinámica de la Uni-versidad de Granada (UGR), o en el Departamento de Geodinámica y Geofísica de la Universidad de Barcelona (UB), básicamente con la realización e interpretación de perfiles magnetotelúricos en distintas regiones (p.e. Pedrera et al., 2009, Ledo y Jones, 2005, Martí et al., 2009), aunque el grupo de la UB también trabaja en aspectos metodológicos (p.e. Marcuello et al., 2005) y en el desarrollo de métodos de exploración electromagnética aplicados a la hidrogeología para la carac-terización, control y seguimiento de problemas medioambientales (p.e. Falgàs et al., 2005) o para el control y seguimiento de almacenes geológicos.

Dentro de este mismo apartado, no podemos olvidar el boom que está suponiendo en estas últimas décadas la búsqueda de efectos magnéticos, eléctricos o electromagnéticos relacionados con eventos sísmicos y volcánicos. Se ha producido un incremento notable en la cantidad y calidad de los datos registrados antes y durante numerosas erupciones y terre-motos (Uyeshima, 2007). El interés que este tema ha suscitado ha provocado la creación, hace unos años, de una comisión conjunta entre la IASPEI, la IAVCEI y la IAGA. El objetivo de esta comisión (Working Group on Electromagnetic Studies of Earthquakes and Volca-noes, EMSEV) es el estudio de todos los potenciales precursores sísmicos y volcánicos, incluyendo los efectos magnéticos, geoeléctricos e ionosféricos (http://www.emsev-iugg.org/emsev/). El Departamento de Volcanología del Museo Nacional de Ciencias Naturales (MNCN, CSIC), actualmente en el Instituto de Geociencias (IGEO, CSIC-UCM) ha trabajado en diversas ocasiones en estas disciplinas, en los volcanes activos de la Isla Decepción (García et al., 1997) y Teide (Sánchez et al., 2006). Desde 2004 (Real Decreto 1476/2004, de 18 de junio) el Instituto Geográfico Nacional (IGN) es el organismo con competencias para la observación, vigilancia y comunicación de la actividad sísmica y volcánica y determinación de riesgos asociados. Por ello, ha diseñado una red de vigilancia volcánica en la isla de Tene-rife que incluye el emplazamiento de varios magnetómetros de medida continua, así como campañas de medida del potencial espontáneo. En un futuro, estos instrumentos y estudios se activaran en el resto de las redes de vigilancia de todo el archipiélago Canario.

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2.3 PaleomagnetismoLas rocas de la corteza terrestre contienen entre sus componentes y, con mayor o menor concen-tración, minerales ferromagnéticos. Estos minerales confieren a las rocas la capacidad de adquirir una magnetización remanente estable inducida por el campo magnético terrestre (CMT), bien durante su formación, o bien ligada a diversos procesos de alteración posteriores (diagénesis). El paleomagnetismo consiste en el estudio del campo magnético terrestre del pasado mediante el análisis de la magnetización remanente registrada en las rocas.

Las primeras evidencias de que las rocas o los materiales arqueológicos pueden adquirir una magnetización estable durante su enfriamiento se publicaron en el siglo XIX (Delesse, 1849; Mello-ni, 1853 o Folgerhaiter, 1899). Sin embargo, no fue hasta mediados del siglo XX cuando se comen-zó a utilizar el paleomagnetismo de forma sistemática para resolver problemas del ámbito de las ciencias de la Tierra. Este momento puede considerarse el punto de partida del paleomagnetismo como disciplina y en él se desarrollan los estudios pioneros de Runcorn (1956) e Irving (1957) que representaron la primera evidencia geofísica que demostraba la deriva continental, propuesta cua-tro décadas antes por Alfred Wegener. Estos trabajos junto a la evidencia paleomagnética de que el CMT ha experimentado continuas inversiones de su polaridad (Cox et al., 1963) convirtieron al paleomagnetismo en el principal hito experimental para el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas a finales de la década de 1960.

Las aplicaciones del paleomagnetismo a las ciencias de la Tierra pueden agruparse en dos ramas principales, las aplicaciones tectónicas y las que estudian las variaciones del CMT.

Las aplicaciones tectónicas del paleomagnetismo utilizan el campo magnético terrestre como sistema de referencia. Los estudios paleomagnéticos han demostrado que, si se promedia su comportamiento durante ~104 años, el CMT se corresponde con un modelo de dipolo axial y geocéntrico (GAD: Geocentric Axial Dipole). De este modo las discrepancias entre la magnetiza-ción remanente registrada en las rocas y el modelo se interpretan en términos de movimientos en la corteza, ya sea a la escala de la tectónica global o generados por la deformación a escala regional. Desde los años 60, a partir de los mencionados trabajos de Runcorn e Irving, y hasta la actualidad, una de las líneas de aplicación del paleomagnetismo se ha centrado en la determina-ción de las curvas de deriva polar aparente de las placas tectónicas que permiten la reconstrucción paleogeográfica de las mismas (ej.: Van der Voo, 1993; Torsvik et al., 2008). A partir de los años 80 el paleomagnetismo se convirtió en una potente herramienta en el ámbito de la tectónica regional, ya que es el mejor indicador cuantitativo de movimientos rotacionales entre distintas unidades estructurales (McClelland et al., 1986).

El otro grupo de aplicaciones del paleomagnetismo explora el registro paleomagnético de las rocas para determinar las variaciones del CMT en el pasado. El CMT principal sufre variaciones de largo periodo y el registro instrumental del que disponemos es casi insignificante para analizar los cambios de origen interno: la variación secular (en un rango de 103 años) y mucho menos las inversiones de polaridad (del orden de 105-107 años).

Los estudios paleomagnéticos sistemáticos desarrollados en las últimas décadas en distin-tas formaciones geológicas, junto con la secuencia de inversiones de polaridad deducida de las

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anomalías magnéticas oceánicas, han permitido establecer la denominada escala de tiempos de polaridad geomagnética (GPTS, Geomagnetic Polarity Time Scale). Estos trabajos se incluyen en el ámbito de una parte del paleomagnetismo denominado magnetoestratigrafía. La GPTS, además de aportar información fundamental sobre las variaciones de largo periodo del CMT es la refe-rencia cronológica para la técnica de datación magnetoestratigráfica, instrumento fundamental dentro de la geocronología. Una compilación reciente y completa de GTPS puede encontrase en Gradstein et al. (2004).

El rango de aplicación de la magnetoestratigrafía está limitado por la última inversión de pola-ridad (780 000 años). Las variaciones del CMT de origen interno de más corto periodo -variación secular- pueden también estudiarse a través del registro magnético de secuencias sedimentarias con altas tasas de sedimentación (fundamentalmente lagos), así como en series de coladas vol-cánicas con dataciones radiométricas precisas. Sin embargo, la principal fuente de información de los registros de variación secular es el registro magnético en materiales arqueológicos, campo que se denomina arqueomagnetismo. Esta disciplina investiga materiales arqueológicos que han sufrido calentamientos a altas temperaturas y que por tanto han adquirido durante su enfriamiento una magnetización termorremanente alineada con el CMT. A partir de datos arqueomagnéticos y paleomagnéticos se están completando modelos de variación secular a escala regional y global (ver por ejemplo Korte et al., 2011).

Otra línea de investigación del paleo y arqueomagnetismo es la determinación de la paleoin-tensidad del CMT a partir de materiales que han adquirido termorremanencias. Desde los primeros trabajos de Thellier (1937) para definir las técnicas que permiten la obtención de paleointensida-des, se han ido incorporando datos que han permitido también establecer los patrones de varia-ción de la intensidad del CMT (Tauxe y Yamazaki, 2007).

La interpretación de la remanencia magnética de las rocas requiere el análisis de las pro-piedades magnéticas (magnetismo de las rocas) para determinar, entre otras cosas, el meca-nismo y la estabilidad de la magnetización. La aplicación sistemática de estas técnicas en los laboratorios de paleomagnetismo permitió el desarrollo desde finales de los años 80 de una nueva línea de investigación denominada magnetismo ambiental. Esta disciplina se centra en la aplicación de técnicas del magnetismo de rocas y minerales al estudio de situaciones en las que el transporte, la sedimentación y/o la transformación de los minerales magnéticos está forzada por procesos ambientales en la atmósfera, hidrosfera y litosfera (Thompson y Oldfield, 1986). Su uso se ha aplicado a los estudio de cambio climático, procesos de contaminación ambiental, etc. (Evans y Heller, 2003).

En España los estudios de paleomagnetismo tuvieron su punto de partida a finales de los años 80, con la creación de laboratorios en Madrid (UCM), Barcelona y Tenerife (CSIC). Gracias a la investigación desarrollada especialmente en Madrid y Barcelona, a finales de los años 90, se crearon nuevos laboratorios y grupos de investigación asociados en Burgos (UBU), Zaragoza (UNI-ZAR), Vigo (UVIGO) y Bilbao (UPV). Es necesario señalar el hito que supuso, dos décadas antes del comienzo de la investigación paleomagnética en España, la publicación de Rob Van der Voo (1967), que puso por primera vez de manifiesto la rotación de Iberia y la apertura del Golfo de Vizcaya

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durante el Cretácico. Jugó también un papel importante la colaboración de F. Heller del laboratorio de paleomagnetismo del ETH de Zurich.

El paleomagnetismo ha tenido en España un extraordinario desarrollo, abordando proyectos en todas las líneas de aplicación de la disciplina y con una muy importante presencia en el ámbito internacional. Como prueba de este desarrollo cabe mencionar el grupo de trabajo Magiber (pa-leomagnetismo en España y Portugal) que, desde su primera edición de 2001 en Burgos, organiza bianualmente congresos científicos sobre paleomagnetismo en los que se exponen una media de 30 comunicaciones por edición, de autores mayoritariamente nacionales.

A continuación se indican los grupos de investigación especializados en paleomagnetismo en España y se describen brevemente sus líneas de investigación más importantes con ejemplos de referencias.

El grupo del CSIC en Tenerife es posiblemente el pionero en la publicación de trabajos de paleomagnetismo (ej.: Carracedo, 1975; Soler et al., 1984), dedicándose fundamentalmente a los estudios paleomagnéticos en rocas volcánicas canarias (ej.: Carracedo y Soler, 1995).

El grupo de Barcelona (Instituto de Ciencias de la Tierrra Jaume Almera, CSIC) comenzó de-sarrollando estudios paleomagnéticos con propósitos tectónicos especialmente en la Cordillera Costero Catalana y Pirineos (ej.: Parés et al., 1988), así como estudios magnetoestratigráficos (ej.: Pascual et al., 1992). Esta línea es en la que más se especializó en los años que siguieron, centrándose sobre todo en conoestratigrafía de cuencas cenozoicas del Mediterráneo (ej.: Garcés et al., 1997) y calibración de la escala biocronológica continental (ej.: Beamud et al. 2003). El grupo desarrolla además estudios de magnetismo ambiental (ej.: Larrasoaña et al., 2010), arqueomagne-tismo y arqueointensidad (ej.: Gómez Pacard et al., 2012).

El grupo de Madrid (Universidad Complutense) comenzó también desarrollando trabajos pa-leomagnéticos aplicados a la tectónica regional, en particular detectando rotaciones de eje ver-tical en las Cordilleras Béticas (ej.: Osete et al., 1988) así como en otros orógenos. También ha trabajado en magnetoestratigrafía del Mesozoico (ej.: Juárez et al., 1994) y desarrollado estudios de magnetismo ambiental (ej.: Bógalo et al., 2001). En los últimos años se ha centrado funda-mentalmente en trabajos sobre variación secular del CMT a partir de estudios arqueomagnéticos. Han desarrollado la primera curva de variación paleosecular de Iberia para los últimos 3000 años (ej.: Gómez-Paccard et al., 2006) y en los últimos años están elaborando modelos completos de evolución del CMT a escala regional que han supuesto una extraordinaria mejora de la técnica de datación arqueomagnética (ej.: Pavón Carrasco et al., 2010).

El grupo de la Universidad de Burgos comenzó su actividad a finales de los 90 desarrollando trabajos de paleomagnetismo aplicados a la tectónica (ej.: Calvo et al., 2007). El grupo ha desarrollado una línea de investigación sobre estudio de remagnetizaciones regionales (ej.: Villalaín et al., 2003), desarrollando nuevas técnicas de interpretación que permiten realizar paleorreconstrucciones de la geometría de cuen-cas sedimentarias invertidas en Iberia y norte de África (ej.: Soto et al., 2008). Paralelamente, investiga en transiciones de polaridad y de paleointensidad en secuencias de coladas volcánicas (ej.: Calvo et al., 2011) y ha abierto una línea de arqueomagnetismo, aportando nuevos datos de variación paleosecular en nuevos materiales de edades inéditas en Europa Occidental (ej.: Carrancho et al., 2009).

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A finales de los años 90 el grupo de geología estructural de la Universidad de Zaragoza comien-za a realizar estudios paleomagnéticos. Sus trabajos se han desarrollado fundamentalmente en el ámbito de las aplicaciones del paleomagnetismo a la tectónica pirenaica. Fundamentalmente en la determinación de rotaciones de eje vertical asociados a la tectónica de cabalgamientos (ej.: Pueyo et al., 2002). Recientemente, miembros del grupo de Zaragoza, se incorporan al Instituto Geoló-gico y Minero de España, abordando estudios magnetoestratigráficos intensivos para la datación de unidades sedimentarias sintectónicas del Pirineo (ej.: Mochales et al., 2012). Han desarrollado propuestas metodológicas para la intepretación de los datos paleomagnéticos como por ejemplo técnicas de reconstrucción 3D (ej.: Ramón et al., 2012). En la actualidad también realizan trabajos en el campo del magnetismo ambiental (ej.: Larrasoaña et al., 2012). Finalmente hay que destacar los estudios de Anisotropía de la Susceptibilidad Magnética (ASM) que se han aplicado en distintos ámbitos de la geología como emplazamiento de cuerpos ígneos (ej.: Román-Berdiel et al. 1995) o evolución de cuencas sedimentarias (ej.: Oliva-Urcia et al., 2011).

La Universidad del País Vasco cuenta también con un grupo de investigación especializado fundamentalmente en aplicaciones estructurales de la anisotropía de la susceptibilidad magnética (ej.: Aranguren et al., 1996).

A finales de la década de los 90 se crea en la Universidad de Vigo un grupo de paleomagne-tismo que, aunque con experiencia previa en otras aplicaciones del paleomagnetismo, como la magnetoestratigrafía, se especializa rápidamente en magnetismo ambiental (ej.: Rey et al., 2005) centrando sobre todo su objeto de trabajo en sedimentos marinos (ej.: Mohamed et al., 2010).

En 2008 se crea, también en Burgos, el Centro Nacional de Investigación en Evolución Huma-na de (CENIEH) que incluye un programa de investigación de geocronológia y un laboratorio de paleomagnetismo. La principal línea de investigación del laboratorio son los estudios magnetoes-tratigráficos del Cuaternario en relación con la evolución humana (ej.: Carbonell et al., 2008; Parés, et al., 2012).

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FENÓMENOS AERONÓMICOS

El concepto de «fenómenos agronómicos» es muy amplio y abarca el estudio de los procesos físicos y químicos de la media y alta atmósfera de la Tierra (mesosfera, ionosfera y termosfera), su elec-trodinámica, sus cambios a largo y medio plazo, y las influencias externas al sistema. Se trata, por tanto, de un campo de investigación complejo que guarda una estrecha relación con la meteorología espacial y los procesos en la magnetosfera por una parte, y con los fenómenos meteorológicos en la estratosfera y troposfera, por otra. El acoplamiento vertical entre estas zonas está determinado por fenómenos de mareas, ondas planetarias, ondas de gravedad y, particularmente para la ionos-fera-baja termosfera, por procesos electrodinámicos. El término «aeronomía» fue introducido hace unos 60 años y abarca la química, la dinámica y el balance de energía tanto de las partículas neutras como de las cargadas, por lo que exige un completo conocimiento de la física y química de los gases de baja densidad y de los plasmas. Como se ha visto en el apartado 2.1, de manera similar a otros muchos campos del geomagnetismo, la aeronomía no se limita actualmente al estudio de estos fenómenos en la Tierra sino que se ha ampliado al análisis de las atmósferas de otros planetas y lu-nas de nuestro sistema solar, particularmente Venus, Marte, Júpiter, Saturno y su luna más grande, Titán. El desarrollo de esta «aeronamía planetaria» ha sido posible gracias a los datos aportados por numerosas sondas espaciales como Cassini, para el caso de Saturno; Viking, Mars Global Surveyor y Mars Express, para Marte; Galileo, para Júpiter, y Venera, Magallanes y Venus Express, para Venus.

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Los fenómenos aeronómicos más vinculados con el campo magnético de la Tierra se originan en la ionosfera que es la zona débilmente ionizada situada por encima de los 60-70 km, en la que los electrones libres y los iones forman un plasma. La ionización se genera, fundamentalmente, por la radiación solar en el rango de los rayos X y ultravioleta extremo, por lo que las características de la ionosfera dependen estrechamente de la actividad solar, la época del año, la latitud del lugar y la hora de observación. La densidad de electrones se distribuye en altura como resultado del balance entre la velocidad de producción de iones (que depende de la hora local), su velocidad de destrucción (que varía con la composición y el número de colisiones), y la pérdida por fenómenos de divergencia. Este balance permite que aunque la ionosfera se debilite por la noche en sus zonas más bajas hasta casi desaparecer, la región F2 (situada en torno a 250 km) conserve durante la noche una densidad suficiente para permitir la reflexión de ondas de HF. El campo magnético de la Tierra, B, actúa sobre los iones y electrones del plasma ionosférico haciéndoles describir un mo-vimiento en espiral a lo largo de sus líneas, mientras que los campos eléctricos, E, existentes en la zona favorecen el movimiento del plasma a través de las mismas. La presencia conjunta de ambos campos genera la deriva de las partículas cargadas, en dirección perpendicular a ambos campos y con una velocidad de módulo E/B. La acción de los vientos, la gravedad y las variaciones térmicas complican la dinámica de la ionosfera generando en las bajas latitudes magnéticas la anomalía y el chorro ecuatorial y, con carácter global, las corrientes ionosféricas. Estas corrientes originan un campo magnético que perturba las observaciones magnéticas en la superficie de la Tierra e induce corrientes eléctricas en su interior. El análisis de las perturbaciones magnéticas de este tipo co-rrespondientes a días geomagnéticamente tranquilos permite conocer mejor la distribución de la conductividad eléctrica en la Tierra (ver el apartado 2.2).

Por ser un plasma no homogéneo situado en el campo magnético de la Tierra, la ionosfera ejerce numerosos efectos sobre las ondas electromagnéticas que se mueven en ella. La magni-tud de las perturbaciones depende de la frecuencia de la señal. Entre estos fenómenos destacan: reflexión, refracción, absorción, esparcimiento, birrefringencia y disminución de la velocidad de grupo. En algunos casos el efecto es positivo, como sucede con el fenómeno de la reflexión de las ondas que permite el uso de la ionosfera como espejo para la transmisión de ondas de HF a grandes distancias. En otros, como en los Sistemas de Navegación y Posicionamiento por Saté-lites (GNSS), el efecto tiene aspectos negativos ya que los retrasos introducidos pueden originar importantes errores en la localización proporcionada por el sistema. En contrapartida, como estos retrasos son proporcionales al Contenido Total de Electrones (TEC) que el rayo ha encontrado en su camino desde el emisor al receptor, el análisis de los retrasos observados permite conocer el estado de la ionosfera. De hecho, actualmente los sistemas GNSS son una de las mejores fuentes de información para los estudios ionosféricos (Manucci et al., 1998).

La complejidad de la ionosfera hace que sea un sistema físico muy sensible a fenómenos ex-ternos por lo que parece razonable esperar que algunas perturbaciones ionosféricas coincidentes en el tiempo con dichos fenómenos puedan servir para su análisis. Esta es la filosofía que sustenta las investigaciones en curso que buscan un posible efecto de terremotos y tsunamis en la ionos-fera (Rolland et al., 2010). En la primera etapa de estas investigaciones (segunda mitad del siglo

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pasado) los parámetros ionosféricos elegidos fueron, principalmente, características de las dife-rentes capas: altura, densidad, frecuencia crítica, etc. (ver Herraiz et al., 2000, Kazimirovsky et al., 2003; Pulinets y Boyarchuk, 2004, para una revisión de esta etapa). Posteriormente, la atención se ha centrado en la búsqueda de variaciones de TEC con una posible relación temporal con grandes tsunamis y terremotos (Calais et al., 2003; Liu et al., 2004; Lognonné et al., 2006; Tsolis y Xenos; 2010). Asimismo, se insiste en la elaboración de modelos físicos capaces de explicar un posible acoplamiento litosfera-atmósfera-ionosfera (Pulinets, 2009; Pulinets y Ouzunov, 2011; Klimenko et al., 2011). En los últimos años la atención a este tema ha seguido creciendo aunque se mantiene la crítica sobre los métodos de análisis empleados por algunos autores y sobre la posibilidad de aplicar las anomalías ionosféricas a la predicción sísmica (Thomas et al., 2012).

El estudio de la ionosfera en España se inició en el Observatorio del Ebro en 1955, mante-niéndose en la actualidad (Cardús, 1955; Alberca et al., 2000). Es en 1955 cuando se inauguró en el Observatorio del Ebro el primer sondeador vertical instalado en España, iniciándose así la obtención de ionogramas en la Península Ibérica. En 1969, el Max Planck Institute of Lindau (Ale-mania) solicitó a la Comisión Nacional de Investigación del Espacio (CONIE) y al Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial (INTA) la instalación de un ionosondeador en la, hoy denominada, Esta-ción de Sondeos Atmosféricos El Arenosillo (Huelva). Ambos centros cuentan actualmente con

Figura 5. Vista panorámica de las instalaciones y el campo de antenas del sondeador ionosférico en la Estación de Sondeos Atmosféricos El Arenosillo (Huelva).

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modernas digisondas, forman parte de las redes mundiales de datos ionosféricos y proporcionan una valiosa información en internet. La información aportada por estos dos equipos ha contribui-do extraordinariamente al desarrollo de los estudios ionosféricos en nuestro país y ha permitido alcanzar un buen conocimiento de la ionosfera sobre la Península Ibérica. Lamentablemente, las reiteradas solicitudes para la instalación de una digisonda en las Islas Canarias, que habría permiti-do la realización de estudios en condiciones ionosféricas de gran interés, no han tenido éxito. En la actualidad, la investigación ionosférica en España se realiza principalmente en el Observatorio del Ebro (sus trabajos recientes más destacados suponen el análisis y modelado del comportamiento climatológico de la altura del máximo de ionización de la región F, Altadill et al., 2013, y un análisis pionero para el modelaje del comportamiento del mismo parámetro en ocasión de eventos seve-ros de meteorología espacial, Blanch y Altadill, 2012) y las Universidades Politécnica de Cataluña (Grupo de Astronomía y Geomática, GAGE) y Complutense de Madrid (Grupo de Estudios Ionosfé-ricos y Técnicas de Posicionamiento Global por Satélites [GNSS]). Este último grupo realiza parte

Figura 6. Ionograma registrado en el Observatorio del Ebro mediante el sondeador ionosférico DPS-4D fabricado por Lowell Digisonde International que se instaló en 2011. Se indican los rangos de radiofrecuencia reflejados por las distintas regiones ionosféricas, las frecuencias críticas de cada región así como las trazas correspondientes al rayo ordinario (trazas rojizas) y al rayo extraordinario (trazas verdosas). También puede observarse el segundo eco de la región F2 y la recepción de una frecuencia ajena al Observatorio. Superpuesto al ionograma se ha dibujado en trazo blanco el perfil de la frecuencia de plasma (equivalente al perfil de densidad electrónica) estimado mediante algoritmos de radiopropagación.

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de sus investigaciones en colaboración con el INTA («El Arenosillo») y la Universidad de Jaén. Las investigaciones en curso en nuestro país abarcan tanto aspectos teóricos (modelos y desarrollo de algoritmos) como aplicados (detección de anomalías, análisis de efectos en sistemas GNSS, etc.) y se realizan en colaboración con numerosas instituciones extranjeras (Portillo et al., 2008; Moreno et al., 2012; Magdaleno et al., 2012). Por su parte, el Instituto Astrofísico de Andalucía (IAA-CSIC) investiga Fenómenos Transitorios Luminiscentes (TLEs,) como Sprites y Blue Jets, que tienen lugar en la mesosfera terrestre. Por lo que respecta a las ionosferas planetarias, además de los trabajos sobre Marte mencionados en el apartado 2.1, cabe resaltar que la aeronomía de los planetas terrestres está siendo intensamente estudiada por el Grupo de Estudios Ionosféricos de la UCM, el IAA y el Grupo de Ciencias Planetarias de la Universidad del País Vasco.

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FENÓMENOS MAGNETOSFÉRICOS

El estudio de la magnetosfera se inició a finales de los años cincuenta del pasado siglo con el lanzamiento de los Sputnik y el Explorer I, lo que permitió la observación directa de la región del espacio más allá de la ionosfera, y dio lugar al nacimiento de la Era espacial y con ella a la disciplina de la física espacial. Es en esta región del espacio, como su propio nombre indica, en la que el campo magnético de la Tierra tiene control dominante sobre el movimiento del gas, actuando como mediador en los procesos de transporte de masa, momento y energía entre el medio interplanetario y la alta atmósfera de la Tierra. Desde aquellas etapas iniciales a mediados del siglo XX, decenas, si no centenares de naves han explorado el entorno espacial de la Tierra mediante instrumentos capaces de medir las características de los plasmas de esa región, así como sus campos eléctricos y magnéticos intrínsecos. Los datos derivados de esas observa-ciones han dado lugar a numerosos estudios teóricos y al desarrollo de modelos sofisticados sobre diferentes regiones y regímenes del plasma espacial (p.e., Tsyganenko, 2010). Algunos hitos que han marcado el desarrollo de la física de la magnetosfera se describen en Paschmann (2009) y se enumeran a continuación:

- Descubrimiento y caracterización de una onda de choque a-colisional en el límite de la mag-netosfera terrestre en la dirección solar por el satélite IMP 1, en 1966. Ello supuso una de las mayores contribuciones para el desarrollo de la física fundamental de plasmas, siendo uno de los

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ejemplos más accesibles de un fenómeno ampliamente extendido e importante en el universo. Ver, p.e., la revisión de Balogh et al. (2005).

- Descubrimiento del fenómeno de la reconexión magnética (Dungey, 1961), en el que la ener-gía almacenada en el campo magnético es convertida en energía cinética de las partículas locales. Se trata nuevamente de un fenómeno de vital importancia en el contexto de la física solar y la astrofísica, siendo la magnetosfera nuestro principal laboratorio para llevar a cabo medidas in situ sobre los procesos fundamentales que tienen lugar.

- Identificación de los procesos de aceleración de los electrones que dan lugar a las auroras polares. Ver Paschmann et al. (2002), para una extensa revisión.

La identificación de dichos procesos es importante no tan sólo para el avance del conocimien-to de nuestro entorno espacial inmediato, sino por su aplicación directa a otras áreas de la física donde se dedican considerables esfuerzos de investigación. El estudio de nuestra magnetosfera ha permitido, por ejemplo, entender procesos aurorales similares que ocurren en otros planetas de nuestro sistema solar, o hacer extensivo el fenómeno de la reconexión a los procesos que ocurren en la corona solar y en otras estrellas. Finalmente, ciertos fenómenos como las tormentas solares y las subtormentas, que pueden desembocar en eventos de meteorología espacial con posibles repercusiones negativas sobre nuestra tecnología, no serían entendidos sin el avance en el conocimiento de la magnetosfera. El desarrollo de esta rama de la ciencia debería, pues, de forma natural, llevarnos a la capacidad de predecir dichos eventos, a fin de proteger nuestro tejido tecnológico, tan vital en la concepción actual de nuestra sociedad. Existen, sin embargo, numerosos detalles de los procesos que se han enumerado anteriormente que requieren nuestra atención para alcanzar tal fin: cómo y dónde se forman los puntos de reconexión magnética; cuál es la razón de la compleja morfología y dinámica de las auroras; mecanismos de generación de las ondas que aceleran los electrones aurorales; dónde, cuándo y con qué intensidad se van a producir fenómenos de acoplamiento entre la magnetosfera y la ionosfera en altas latitudes, etcétera.

Desde los años ochenta el estudio de la magnetosfera terrestre se ha revolucionado gracias a la creciente flota de vehículos espaciales equipados con multitud de instrumentos que se en-cuentran en órbita. Para coordinar todas esas misiones en los años noventa se creó el ISTP (Inter-nacional Solar-Terrestrial Physics Science Initiative) a fin de unir los esfuerzos de la NASA, la ESA y la ISAS, junto con redes de observatorios y radares en tierra e investigaciones teóricas (http://cdaweb.gsfc.nasa.gov/istp_public/). Gracias al uso creciente de observaciones multipunto de alta calidad se están estudiando de forma muy activa los procesos dinámicos de fenómenos a gran escala en los constituyentes del plasma magnetosférico, sus interrelaciones y sus evoluciones temporales, durante diferentes condiciones de actividad solar. Por un lado se están describiendo esos procesos (como por ejemplo la dinámica de la magnetopausa, de la magnetocola o la de los anillos de radiación durante tempestades magnéticas) mediante representaciones analíticas y mo-delos fenomenológicos (Dunlop, 2007; Nakamura, 2007; Goldstein; 2007), y los nuevos modelos e ideas se están validando mediante observaciones en el interior de la magnetosfera durante con-diciones de extrema actividad (p.e. Baker et al., 2005), que incluyen los efectos de las partículas energéticas solares, sus concentraciones, los rayos X, la cinemática del viento solar, etcétera. En

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este sentido cabe destacar la misión THEMIS (Angelopoulos, 2008), que utilizando cinco satéli-tes, tres dentro de la magnetosfera, a unos 10 Re (radios terrestres), y los otros dos fuera de la magnetosfera a 20 Re y 30 Re respectivamente está proporcionando una valiosa información para muy distintos estudios (p.e. Keiling, 2008; McFadden et al., 2008; Nishimura et al., 2010); o la misión CLUSTER (Escoubet et al, 2001), que lleva más de una década revelando la conexión entre el Sol y la Tierra en 3D, y ha dado lugar a numerosos hallazgos (p.e. Nykyri et al., 2006; Adamson et al., 2011). El más reciente de ellos, el comportamiento poroso de la magnetopausa (Hwang, et al. 2012).

Por otro lado se está representando la dinámica de la magnetosfera en tres dimensiones me-diante modelos MHD (Baker et al., 2007). Los resultados de estas simulaciones muestran como la magnetosfera terrestre actúa como una lente que focaliza las fluctuaciones del viento solar en una región al otro lado de la Tierra donde se origina la mayor parte de la actividad magnética.

Cabe resaltar también la creciente actividad (p.e. Vassiliadis et al., 2007; Kim et al., 2010) en todo aquello relacionado con el estudio de los mecanismos de excitación, propagación, atenuación y detección (Nosé et al., 2012) de ondas ULF en la magnetosfera. Estas ondas se excitan a través de una gran variedad de procesos relacionados con la física del plasma y su importancia es básica, sobre todo, por su relación con las subtormentas, con el acoplamiento magnetosfera-ionosfera, y con la producción y pérdida de iones y electrones en los anillos de radiación.

Uno de los efectos más ampliamente estudiados referente al efecto de los fenómenos magne-tosféricos sobre el campo geomagnético son los SC (Sudden Commencements), provocados por aumentos súbitos de la presión del viento solar. Actualmente se están utilizando observaciones de satélites para estudiar y comparar la respuesta de las distintas partes de la magnetosfera a dicho fenómeno (p.e. Han et al., 2007; Keika et al., 2008; Villante y Piersanti, 2011). Asimismo, y gracias al mayor entendimiento de la respuesta de la magnetosfera a dicho fenómeno, se está refinando el modelo de SC ya establecido por Araki (1994) (p.e. Takeuchi et al., 2002; Shinbori et al., 2009). El Observatorio del Ebro es el encargado de elaborar, clasificar y difundir los SCs mediante listas ofi-ciales de eventos por lo cual goza de una amplia experiencia en dicha materia (Curto et al., 2007a).

Recientemente, el Observatorio del Ebro se ha adentrado también en la modelización de la electrodinámica de la parte alta de la atmósfera terrestre resultante del acoplamiento magnetos-fera-ionosfera. El modelo Thermosphere-Ionosphere Electrodynamics general circulation Model (TIEGCM) del National Center for Atmospheric Research, ha sido modificado para recibir las co-rrientes alineadas al campo medidas in situ por la misión satelital AMPERE, lo que ha supuesto una mejora en la representación de las variables electrodinámicas de la ionosfera, especialmente en latitudes altas (Marsal et al., 2012).

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VIENTO SOLAR Y CAMPO INTERPLANETARIO

El Sol está continuamente perdiendo parte de su masa hacia el espacio interplanetario (aproxi-madamente un millón de toneladas cada segundo) en todas las direcciones. Es lo que se conoce como viento solar, y está compuesto básicamente de electrones y protones viajando a velocida-des entre 300 y 700 km/s y con una densidad, cerca de la órbita de la tierra, de 6 partículas/cm3. La densidad, temperatura y velocidad del viento solar varían muy drásticamente en una escala de tiempo que va desde unos pocos minutos a unas pocas horas, así como durante un ciclo solar. Es la interacción de este viento con el campo magnético de la tierra la que da forma a la magnetos-fera terrestre. El viento solar arrastra consigo el campo magnético solar, al que se le refiere como campo magnético interplanetario. La combinación del transporte del campo magnético solar por el viento solar en dirección radial y la influencia de la rotación solar proporciona una estructura espiral del campo magnético interplanetario, que hace que cuando llega a la Tierra, las líneas de campo incidan con un ángulo de 45°. Los cometas fueron la primera evidencia de la existencia del viento solar (Biermann, 1951) y fue Alfvén (1957) quién habló por primera vez de la existencia de un cam-po magnético interplanetario llevado desde el Sol por el viento solar. Aun así, la comunidad cien-tífica fue escéptica hasta que no hubo datos experimentales obtenidos con los primeros satélites artificiales. En 1962, el satélite Mariner II viajando hacia Venus detectó las primeras observaciones continuas del viento solar mostrando corrientes rápidas y lentas que seguían un ciclo de unos 27

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días, sugiriendo que procedía de fuentes solares (Neugebauer y Snyder, 1966). Desde entonces, y gracias a las sucesivas misiones espaciales, se ha llegado al conocimiento actual que se tiene del viento solar y del campo magnético interplanetario.

Eventos eruptivos que tienen lugar en el Sol (fulguraciones, eyecciones de masa coronal, etc.) liberan cantidades enormes de plasma y energía que viajan por el medio interplanetario. Cuando estas condiciones perturbadas llegan a la magnetosfera terrestre desencadenan una serie de cambios a nivel global desde la magnetosfera externa a la ionosfera y atmósfera. Las erupciones solares, gracias de nuevo a las misiones espaciales, se están pudiendo seguir hoy en día a través de todo su recorrido, desde la eyección de masa coronal (CME) en el Sol a través del espacio interplanetario, hasta que golpea la magnetosfera terrestre, causando las tempestades geomagnéticas y las auroras. Con el coronógrafo instalado en el SOHO (Domin-go et al., 1995) se visualizan las CMEs. Con otros instrumentos a bordo del propio SOHO, del ACE (Stone et al., 1998) o del WIND (Acuña et al., 1995) se miden las propiedades del plasma del viento solar; por ejemplo, la velocidad de su flujo, su dirección y la distribución de las energías de los electrones e iones positivos. Receptores de ondas de radio monitorizan las emisiones del Sol y del plasma espacial y diversos magnetómetros miden el campo magnéti-co interplanetario hasta 44 veces por segundo. Cabe destacar la misión STEREO de la NASA (Kaiser, 2005) que proporciona una visión en tres dimensiones del Sol y de la heliosfera desde 2006. STEREO consiste en dos satélites idénticos, uno delante de la Tierra en su órbita, y el otro por detrás. Con esta nueva visión se han podido ver, por primera vez, la estructura y la evolución de las tormentas solares a medida que la onda expansiva procedente del Sol se mueve a través del espacio.

Los grupos punteros en estos campos (como el Goddard Space Flight Center de la NASA o el Center for Integrated Space Weather Modeling, que integra diversos grupos de investigación norteamericanos, incluyendo ocho universidades y organizaciones como el NOAA) se dedican a ensamblar toda esa información para configurar la anatomía de determinados eventos, desde el principio hasta el fin (Baker et al., 2007). Ello incluye su estructura y evolución tridimensional y cómo modifican el estado de la magnetosfera.

En el campo de la predicción es dónde mayores esfuerzos y recursos se están destinando últimamente, dentro del ámbito general de lo que se conoce como la meteorología espacial (Space Weather) que engloba el estudio de las condiciones en el espacio que puedan afectar a la actividad humana (National Academy of Sciences, 2008). Se han desarrollado diferentes servicios de alertas geomagnéticas y predicciones de actividad solar dirigidas a una amplia red de usuarios potencia-les. Uno de ellos, desarrollado por un grupo de la Universidad de Alcalá de Henares (UAH, http://spaceweather.uah.es/) ofrece alertas de perturbaciones geomagnéticas severas y una estimación del tiempo de recuperación de la magnetosfera a las condiciones de calma. Asimismo merece la pena destacar la colaboración de diferentes grupos de investigación (UAH, UCM, Observatorio del Ebro, INTA) con la Dirección General de Protección Civil para presentar este tema a empresas, instituciones y público en general y que ha dado lugar a la celebración de dos Jornadas en los años 2011 y 2012.

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En España, además, existen trabajos en magnetismo solar por parte de astrofísicos del Ins-tituto de Astrofísica de Canarias (Sánchez Almeida, 2009) y de meteorología espacial por parte de ese grupo de la UAH (Saiz et al., 2008; Cerrato et al., 2012) y del Departamento de Astronomía y Meteorología de la Universidad de Barcelona (Aran et al., 2008; Agueda et al., 2009) y colabo-raciones entre ellos (Cid et al.,

2012). En el ámbito de la física solar-terrestre, el Observatorio del Ebro es reconocido por su gran tradición en el estudio de las perturbaciones del campo geomagnético debidas a la actividad solar (Curto et al, 2007a). En la época reciente se ha trabajado, entre otros, en los efectos magnéticos de las fulguraciones solares (Gaya-Piqué et al., 2008) y en los efectos de las CMEs en la ionosfera (Blanch y Altadill, 2012).

Figura 7. Esquema del Punto de Lagrange 1 y la composición ACE.

Figura 8. Esquema de sistema de alerta temprana con la intervención de la composición avanzada, satélites GOES y observatorios en la Tierra.

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OBSERVATORIOS GEOMAGNÉTICOS, LEVANTAMIENTOS Y ANÁLISIS

6.1 Observatorios geomagnéticos, instrumentos y estándaresEl campo geomagnético fundamental y su variación secular son esencialmente fenómenos glo-bales y para describirlos adecuadamente es preciso tener una serie global de medidas distribui-das tan uniformemente como sea posible. Estos datos, que son la base de cualquier estudio en geomagnetismo, se derivan de observaciones realizadas en observatorios magnéticos y en levantamientos magnéticos de diferentes tipos, que pueden efectuarse hoy en día tanto en tierra, en el mar, en el aire o desde satélites. Nos centraremos en este subapartado en el primer tipo de observaciones, dejando el resto para subapartados siguientes.

Hay alrededor de 180 observatorios magnéticos alrededor del mundo en operación actual-mente. Dichos observatorios registran continuamente el campo geomagnético y sus variaciones temporales usando instrumentos que registran los valores de las componentes de dicho vector campo. Para referenciar las variaciones registradas a los valores absolutos del campo se realizan medidas periódicas regulares, conocidas como observaciones absolutas. Para modelizar el campo interno y su variación secular, la forma más útil de datos de observatorio, son los valores medios basados en los registros anuales del observatorio. El promedio elimina los efectos de la mayoría de variaciones de corto periodo de origen externo y contribuye a asegurar que los valores utilizados representan el campo de origen interno. A pesar de ello, no hay ninguna garantía de que los valo-

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res no estén contaminados por los efectos de anomalías locales de la corteza y muchos observa-torios se encuentran situados, de hecho, en o cerca de conocidas anomalías significativas. Para la variación secular, sin embargo, la situación es diferente. Aquí, los datos básicos son las diferencias entre valores medios anuales consecutivos, y la operación de diferenciación elimina los efectos de cualquier anomalía magnética, que puede ser contemplada como constante en el tiempo. Como las medidas de observatorio se realizan en un punto fijo, lo que se observa es puramente la varia-ción temporal. Por estas razones las medias anuales de observatorio constituyen la fuente primaria de información para el estudio de la variación secular. El mayor problema a la hora de utilizar los datos de observatorio para una modelización global de la variación secular es la distribución de los mismos. Existe una adecuada cobertura en Europa, Norteamérica, el Este y Sudeste asiáticos pero la situación en el resto del mundo, particularmente en el hemisferio sur, deja mucho que desear.

Uno de los logros a destacar en el ámbito general de la instrumentación geomagnética es la creación a principios de la década de los noventa de la red INTERMAGNET (http://www.inter-magnet.org/), que agrupa buena parte de los observatorios magnéticos con registro digital, con el objeto de facilitar el intercambio de datos en tiempo real o casi real. Con ello, además, se facilita la adopción de estándares modernos para la instrumentación.

Los instrumentos que miden de forma automática las variaciones de las componentes del vector campo magnético reciben el nombre de variómetros. Actualmente, los sensores digitales de dichos instrumentos se basan bien en magnetómetros de núcleo saturado (fluxgates), preferi-blemente suspendidos, o bien en magnetómetros escalares rodeados por bobinas de Helmholtz (magnetómetro vector). Se imponen paulatinamente nuevos estándares en cuanto a la resolución de las medidas variométricas. Así por ejemplo, en el dominio temporal se aconseja muestrear digitalmente a frecuencias por encima de 1 Hz para acabar proporcionando datos filtrados a 1 Hz para el análisis de variaciones geomagnéticas rápidas ligadas a eventos de meteorología espacial; en cuanto a las propias medidas de las componentes del campo, actualmente se barajan resolu-ciones del orden de 1 pT. Por lo que respecta a las mediciones absolutas, que tienen por finalidad referenciar los datos de los variómetros al sistema geodésico, éstas vienen realizándose conjun-tamente mediante magnetómetros de protones para el campo total (F) y manualmente mediante teodolitos amagnéticos con un sensor fluxgate montado sobre su telescopio para la medida de los elementos angulares (DI-flux), determinándose así el ángulo entre la dirección Norte verdadera y la proyección horizontal del vector magnético (Declinación, D) por un lado, y el ángulo entre dicha proyección y el propio vector campo (Inclinación, I) del otro. Una evaluación de las incertidumbres asociadas con la medida del campo geomagnético mediante este instrumento puede encontrar-se en Marsal y Torta (2007). De las intercomparaciones de instrumentos que se realizan en los Talleres (Workshops) que se organizan cada dos años sobre observatorios magnéticos (el último se celebró en junio de 2012 en San Fernando, Cádiz), podemos concluir que los mejores DI-flux permiten medir con precisiones de unos pocos segundos de arco, mientras que la precisión de los magnetómetros de protones es de unas pocas décimas de nanotesla.

Como se ha comentado, la irregular distribución de observatorios, cuya densidad está clara-mente correlacionada con la distribución de continentes y océanos, presenta también una asime-

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tría Norte-Sur, reflejando con ello un cierto componente económico Con el objeto de mejorar la cobertura global han aparecido diversas iniciativas (p.e. De Santis et al., 2006; Toh et al., 2006) para emplazar instrumentos en el fondo marino, así como el despliegue de estaciones automáticas en islas remotas. Sin embargo, aún no se ha conseguido la estación automática perfectamente esta-ble, con lo que se sigue dependiendo de la medida absoluta en emplazamientos fijos. El uso de un DI-flux automático (Van Loo and Rasson, 2007, Rasson et al., 2009, Rasson and Gonsette, 2011) propuesto por el laboratorio del Observatorio de Dourbes en Bélgica, o de dispositivos basados en la rotación de un magnetómetro fluxgate de tres componentes alrededor de ejes monitorizados con precisión (Auster et al., 2007) que se están ensayando en Niemegk en Alemania son alterna-tivas aun en fase de investigación.

Aparte de las mejoras instrumentales, la colaboración internacional entre los responsables de la operación de los observatorios ha logrado una progresiva tendencia a proporcionar datos cuasi-definitivos a las pocas semanas-meses de haberse registrado (tras la labor de procesado necesario para la combinación de los datos de los variómetros y de las mediciones absolutas). Ello resulta muy beneficioso tanto para el modelado del campo geomagnético como para el cálculo de

los índices de actividad geomagnética (Peltier y Chulliat, 2010).

En el territorio nacional están funcionando actualmente cuatro observatorios geomagnéti-cos (todos ellos con los estándares antes men-cionados): San Pablo de los Montes (Toledo) y Güímar (Tenerife) dependientes del IGN, San Fernando (Cádiz) del Real Instituto y Observa-torio de la Armada (ROA), y el Observatorio del Ebro en Roquetes (Tarragona) coordinado por una fundación multi-institucional de carácter científico con su mismo nombre. Desde 1996, el Observatorio del Ebro se ocupa también del mantenimiento de un observatorio en la Isla Li-vingston (Shetland del Sur, Antártida) (Torta et al., 2009). Un resumen de los detalles sobre la instrumentación en cada uno de ellos, así como un repaso histórico de este tipo de instalacio-nes en España puede encontrarse en Torta y Batlló (2007).

Los observatorios españoles no han estado exentos de la progresiva contaminación provo-cada por el crecimiento urbano y la electrifica-ción de las líneas ferroviarias. Esto ha ocasiona-do muchos problemas en todos ellos, obligando

Figura 9. Magnetómetro triaxial suspendido, basado en sensores fluxgate, en operación en el observatorio de la Isla Livingston.

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hace ya bastantes años a cerrar algunos y a trasladar el resto. Tras los traslados de Toledo a San Pablo y de Las Mesas a Güímar, el año 2002 el Observatorio del Ebro, con el soporte del IGN, empezó a operar una nueva estación automática en Horta de Sant Joan (a unos 20 Km en línea recta del Observatorio). Numerosos problemas técnicos han impedido mantener la continuidad del registro hasta el momento. En San Fernando, tras un primer traslado a finales de los setenta, en 2004 sitúan el nuevo observatorio a casi 60 km al NE de su emplazamiento anterior.

6.2 Campañas mediante satélites artificialesUn satélite en una órbita polar pasa sobre todos los puntos de la superficie de la Tierra según esta gira bajo el satélite. Por tanto, un levantamiento realizado en tan corto tiempo puede ser contemplado como una instantánea del campo geomagnético, con correcciones por la pequeña variación secular sobrevenida en ese corto espacio de tiempo. A pesar de que desde la época de los Sputnik ya se empezaron a poner magnetómetros en ciertos satélites artificiales, el primer levantamiento geomagnético global de estas características fue realizado por los satélites POGO (Polar Orbiting Geophysical Observatory), los cuales estuvieron en órbita entre 1965 y 1970. Debido a que en aquella época fue difícil medir la posición de los satélites con suficiente exac-titud para obtener medidas significativas del campo, los satélites POGO midieron únicamente la intensidad total. El primer intento de medir el vector campo geomagnético completo fue realizado por el satélite MAGSAT, que estuvo en operación durante 7 meses desde noviembre de 1979. Los resultados de la misión del MAGSAT proporcionaron la descripción más exacta del campo geomagnético interno jamás utilizable hasta entonces. Su corta duración, sin embargo, impide la obtención de información precisa sobre la variación secular. Esa precisión necesaria en la medida de la dirección del campo para producir datos vectoriales de suficiente calidad para la modelización global del campo geomagnético no la volvimos a tener hasta el 1999 cuando se lanzó el Oersted.

A finales de 1990, ante el anuncio del lanzamiento de hasta tres satélites (el mencionado Oersted, el SAC-C y el CHAMP) que estarían operativos el tiempo suficiente para proporcionar información acerca de los procesos en el núcleo y de las interacciones Sol-Tierra, se decidió esta-blecer una Década para la Investigación Geopotencial. El solapamiento de todas esas misiones ha permitido analizar el campo interno, su variación secular y los campos de origen externo con una precisión y extensión hasta el momento inéditas (un resumen de esos avances puede encontrarse en Friis-Christensen et al. (2009) o en Olsen y Stolle (2012)). Además de esto, se ha demostrado que la interpretación conjunta de datos de varios satélites proporciona una mejor corrección para los campos magnetosféricos, cuando estos son considerados como ruido, al tratar de aislar la contribución nuclear o litosférica (Olsen et al, 2006).

Los nuevos datos, el desarrollo de la teoría asociada, y los esfuerzos en mejorar la modeliza-ción, han conducido al descubrimiento de procesos inéditos, o que sólo se han podido detectar gracias a las señales magnéticas observadas por satélites. Ello incluye las ya mencionadas mareas oceánicas (Kuvshinov, 2011), corrientes ionosféricas de origen gravitatorio (Maus y Lühr, 2006), campos magnéticos asociados con regiones de plasmas densos (Lühr et al., 2003), irregularidades

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en la ionosfera ecuatorial (Stolle et al., 2006), o la detección de capas magnetizadas en el manto superior sobre determinadas zonas de subducción (Blakely et al., 2005).

Toda esta información ha sido utilizada internacionalmente, en concreto en nuestro país para la obtención de modelos regionales de campo de referencia (Torta et al., 1993; Gaya-Piqué et al., 2006).

6.3 Datos, índices y aplicacionesLa IAGA instauró un Working Group específicamente dedicado a datos, índices y aplicaciones, que se ocupa de establecer los estándares y los formatos para la diseminación de los datos, de la producción de los índices geomagnéticos, y de la búsqueda de aplicaciones de esos datos e índices para agencias o fines industriales, lo que entronca en gran medida de nuevo con el Space Weather. La necesidad de dar apoyo a misiones espaciales como la reciente Swarm ha llevado a crear nuevos tipos de datos como los «Cuasi Definitivos» que representan un compromiso entre precisión e inmediatez. Así, se han revisado los formatos de intercambio y se ha modificado el formato IAGA2002 para dar cabida a estos nuevos tipos junto a los ya tradicionales: Provisional (p), Definitivo (d), o la Variación (v). También se han introducido nuevas medidas de calidad del dato como el integrar el parámetro DF (la diferencia entre valores totales del campo sacados de datos de variómetro y de un instrumento escalar) en los mismos archivos de datos.

Los índices y las listas de eventos representan una de las mejores opciones para describir la actividad magnética a nivel planetario. Las necesidades actuales exigen que esa información apa-rezca en tiempo real o casi real, de manera que la preparación y la definición de muchos de esos índices se ha tenido que replantear (p.e. Curto et al., 2007b). Ha habido una transición desde la elaboración casi manual a la automática tanto para los índices (Menvielle et al., 1995) como para las listas de eventos (Segarra y Curto, 2013). Para un determinado índice, generalmente existe un compromiso entre rapidez en el suministro del mismo y precisión, de manera que una de las preocupaciones de los grupos ocupados en la preparación de estos índices o listas de eventos es averiguar si los que se están actualmente produciendo realmente se ajustan a las necesidades de los usuarios potenciales. En este sentido, están apareciendo nuevos índices para, por ejem-plo, separar el índice Dst en sus partes externa e interna (Maus y Weidelt, 2004), caracterizar la actividad geomagnética polar resultante de las interacciones viento solar-magnetosfera (Stauning et al., 2008), u obtener una extensión temporal más larga que la proporcionada por el índice aa, para estudios de tendencias a largo término (Martini et al., 2009). Ante la proliferación de nuevos índices y la dificultad de hacer un seguimiento a su elaboración, p.e. la controversia respecto al índice PC (McCready y Menvielle, 2010), la IAGA ha determinado un protocolo para la adopción de nuevos índices: un nuevo índice debe describir o cuantificar una magnitud geofísica no des-crita en los actuales índices de la IAGA. La derivación del nuevo índice se definirá claramente, el algoritmo estará disponible a través de una adecuada publicación arbitrada y citable y el instituto responsable garantizará la homogeneidad de la serie de datos a través de toda la serie temporal. Antes de hacer cualquier propuesta para su aprobación, el índice debe haber estado disponible li-bremente para uso científico durante un tiempo suficiente. Los proponentes deberán proporcionar garantías en cuanto a la disponibilidad del índice y del desfase en la producción del índice en el

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futuro, garantizándose su archivo y el acceso a los datos archivados. En cuanto a las aplicaciones, aparte de las ya tradicionales como la modelización del campo del núcleo y su variación secular, los datos magnéticos son usados para mejorar la comprensión de muchos procesos físicos como el mapeo satelital del campo magnético de la Tierra, que ha culminado con la preparación para la misión Swarm. Se abren paso nuevas aplicaciones como la conexión entre los procesos solares y el clima, los efectos geomagnéticos en los sistemas tecnológicos (Thomson et al., 2010) o los pre-cursores geomagnéticos y señales asociadas con los terremotos y volcanes (Pulinets et al., 2003), que nacen con la intención de mejorar las evaluaciones de riesgos y las predicciones de eventos catastróficos asociados a fenómenos naturales.

En España, además del mantenimiento del Servicio Internacional de Variaciones Rápidas de la IAGA por parte del Observatorio del Ebro, que se ocupa de la recopilación, verificación y publica-ción de las listas de SSC (sudden storm commencements) y SFE (solar flare effects). Además, ha iniciado recientemente la monitorización y la modelización de las corrientes inducidas geomagné-ticamente en la red de transporte eléctrico de alta tensión por la ocurrencia de grandes tormentas geomagnéticas, siendo el primer trabajo de estas características en el sur de Europa (Torta et al., 2012).

6.4 Análisis global y regional del campo geomagnético y su variación secularEl Working Group dedicado a la modelización tiene como principal cometido generar el modelo de campo geomagnético internacional de referencia (IGRF) cada aproximadamente cinco años (Finlay et al., 2010). Como su nombre indica, es fruto de un acuerdo a nivel internacional (y, como tal, bajo los auspicios de la IAGA), y representa el modelo más ampliamente usado para la descripción del campo de origen nuclear. Este grupo de trabajo también da cabida a los análisis regionales, y mantiene un catálogo sobre los servicios magnéticos globales y regionales, y los distintos mode-los y cartas.

La iniciativa reciente más ambiciosa, impulsada al principios de 1990 por el Goddard Space Flight Center de la NASA, para modelar campos debidos a las fuentes del núcleo terrestre, a las de la litosfera hasta un determinado grado y orden, a las ionosféricas en días de calma y a las mag-netosféricas, se conoce como el modelo integral (o completo) del campo magnético próximo a la Tierra (Comprehensive model, CM). Se trata de coestimar al mismo tiempo los campos de todas esas fuentes, utilizando en cada caso las funciones base y las longitudes de las expansiones en serie más adecuadas. De esta manera, la última versión (Sabaka et al., 2004) utiliza más de dos millones de datos, incluyendo los de los satélites POGO, MAGSAT, Oersted y Champ y valores medios horarios y anuales de observatorios magnéticos de 1960 hasta 2002, resultando en más de 25 000 parámetros. Ello se traduce en ajustes generalmente superiores a cualquier modelo previo y una separación de los campos aparentemente razonable o realista.

Los modelos de campo principal más recientes, como los de las series CHAOS (Olsen et al., 2011) y GRIMM (Lesur et al., 2010), al igual que los CM, utilizan B-splines para la descripción de la dependencia temporal. Son definitivamente más precisos en la definición de esa contribución

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nuclear y su variación secular. Ello se debe no sólo a disponer de datos de satélite con cobertura global de los últimos 10 años (el CHAOS está basado únicamente en datos de satélite), sino tam-bién (p.e. la serie GRIMM) al hecho de tener acceso fácil y rápido a todos los datos de muchos de los observatorios. Ello permite seleccionar los periodos de mayor calma magnética, evitando la tradicional costumbre de utilizar medias anuales o mensuales de todos los días y horas, todavía moduladas por variaciones estacionales y undecenales de origen externo y, por tanto, adulterando cualquier análisis del campo nuclear. También permite que esos modelos sean más eficaces a la hora de detectar cambios rápidos, conocidos como jerks, en la aceleración del campo nuclear (Thébault et al., 2010).

Estos modelos recientes han permitido avanzar en el conocimiento de los procesos dinámicos del núcleo externo de la Tierra, proporcionando, a su vez, nuevos modelos de flujo, permitiendo estudiar sus oscilaciones torsionales, los intercambios de momento angular entre el manto y el

Figura 10. Mapa europeo de la declinación magnética para el 2006.5 fruto del proyecto MagNetE.

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núcleo, o los mencionados jerks. Para un resumen sobre la interpretación de esos modelos de campo nuclear recomendamos acudir a Kuang y Tangborn (2011).

Por lo que respecta al enfoque regional, se han desarrollado modelos que reflejan las variacio-nes espaciales y temporales con mayor detalle y precisión que la que generalmente es posible con los modelos globales estándares. Sin embargo, las técnicas regionales suelen presentar ciertos inconvenientes en relación a los análisis globales (generalmente basados en la técnica del análisis armónico esférico), aunque todavía pueden resultar muy valiosas en determinadas aplicaciones siempre que se utilicen rigurosamente, reconociendo sus limitaciones. Una descripción reciente sobre estas técnicas y sus propiedades puede encontrarse en Schott y Thébault (2011). Mediante el uso de la técnica del análisis armónico de un casquete esférico, en España se ha acometido la modelización de distintos tipos de variaciones del campo geomagnético cubriendo distintos periodos temporales: desde determinadas variaciones de origen externo (e.g. Gaya-Piqué et al., 2008) a la variación secular (e.g. García et al., 1991b; Pavón-Carrasco et al., 2013) o paleosecular (e.g. Pavón-Carrasco et al., 2010). Los ámbitos de aplicación han dependido del interés específico y/o la procedencia de los datos. Hablamos, sin embargo, de escalas continentales como Europa o la Antártida, pues se ha visto como, en general, la técnica resulta más adecuada cuanto mayor es la región. Véase Torta et al. (2006) y sus referencias para una revisión hasta esa fecha de todos esos trabajos.

La cartografía magnética nacional es responsabilidad del IGN. Consta de cuatros mapas co-rrespondientes a los diferentes elementos del campo magnético: declinación, isodinámicas hori-

Figura 11. Evolución de la declinación, inclinación e intensidad magnéticas en Europa cada 1000 años, desde 6000 a 1000 B.C. a partir del modelo arqueomagnético de Pavón-Carrasco et al. (2010).

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zontales, isodinámicas verticales e isodinámicas totales y sus respectivas variaciones seculares. La primera se actualiza cada cinco años y las otras tres cada diez, siendo la última publicación de 2005.0 (Instituto Geográfico Nacional, 2006). Para su confección, además de todos los observa-torios geomagnéticos dentro del territorio nacional, el IGN cuenta con 46 estaciones seculares o de repetición, que se observan cada dos años siguiendo las recomendaciones de la IAGA y que a nivel europeo se discuten en los workshops del proyecto MagNetE (Magnetic Network of Europe), habiéndose celebrado ya cinco (Potsdam 2003, Varsovia 2005, Bucarest 2007, Helsinki 2009 y Roma 2011). El siguiente se celebró en Praga en junio del 2013. El último trabajo de este grupo ha sido la publicación del mapa de declinación de toda Europa para el 2006.5, que se puede conseguir gratuitamente en http://ccgm.free .fr.

6.5 Análisis de anomalías magnéticasEn la Tierra pueden distinguirse cinco fuentes geomagnéticas principales: núcleo, manto, corteza, ionosfera y magnetosfera. Los procesos de convección que tienen lugar en el núcleo externo justifican la mayor parte de dicha contribución (más de un 90%). Las aportaciones ionosférica y magnetosférica suelen incluirse de forma genérica bajo la denominación de campos externos, y contribuyen en una proporción muy inferior (en torno a un 1%). Tras la eliminación cuidadosa de las aportaciones mencionadas, utilizando modelos de campo regular, y estaciones de referencia, todavía quedaría una aportación en amplitud similar a la de los campos externos. Esta aportación sería atribuible principalmente a la magnetización de las rocas que componen la corteza terrestre y, en menor medida, al manto superior, debido al hecho de que las rocas pierden sus propiedades magnéticas conforme aumenta la temperatura, y esta aumenta a su vez con la profundidad. Este pequeño residuo es lo que se conoce como anomalía magnética.

El concepto de anomalía en un sentido genérico hace referencia a la diferencia entre lo obser-vado (medido) y el valor que debería de haberse obtenido suponiendo que la Tierra fuera uniforme. Tienen su origen en las rocas ígneas o metamórficas que componen el basamento cristalino en las zonas continentales, y el material basáltico que conforma la corteza oceánica. Los mapas de anomalías magnéticas ponen de manifiesto la complejidad estructural y litológica de las rocas de nuestra corteza, proporcionando una ventana de acceso a la historia geológica de la Tierra. El inte-rés por el estudio de las anomalías magnéticas comienza con la introducción de los primeros mag-netómetros electrónicos en los años 30 del pasado siglo. Estos equipos podían ser instalados en plataformas móviles (buques y aviones), permitiendo su uso (y éxito) en el programa de detección de submarinos durante la Segunda Guerra Mundial. Posteriormente, como tantas veces ha ocurri-do en la historia, una investigación asociada a un requerimiento militar sirvió de pilar fundamental para el desarrollo de una revolución científica: la teoría de la tectónica de placas.

El estudio de las propiedades magnéticas de la materia, la aparición de los primeros mag-netómetros de protones, el desarrollo de técnicas numéricas y de programas de modelización, han permitido la utilización de los métodos magnéticos como herramienta complementaria en la prospección geofísica, con aplicaciones de la más diversa índole que abarcan de lo estrictamente científico a la búsqueda de recursos minerales, o a la arqueología. Esta técnica presenta ventajas

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indudables, como son la facilidad y rapidez en la obtención de los datos (en comparación con otros estudios de campo que requieren de grandes despliegues de sensores y equipos), no precisan garantizar la estabilidad del sensor durante la adquisición de los datos, y un último detalle, muy a tener en cuenta, el bajo coste económico de este tipo de trabajos de campo.

Los métodos de prospección magnética son capaces de detectar perturbaciones, sin requerir un acceso directo al cuerpo causante de las mismas. Esto, con todo lo expuesto anteriormente, lo convierten en un procedimiento ideal para áreas remotas, zonas cubiertas de espesores kilométri-cos de sedimentos, de agua o de hielo, en donde la realización de campañas científicas basadas en otras disciplinas exigirían despliegues imposibles por su complejidad o por la hostilidad del entorno.

La realización de exploraciones magnéticas locales, y de corta duración en el tiempo, puede cubrir determinados aspectos muy concretos, optimizando recursos para obtener p.e. información geológica de zonas muy amplias, o estudiar procesos geofísicos globales. Este nuevo enfoque probablemente fue lo que motivó la publicación de los primeros mapas de anomalías magnéticas de Norte América, Australia, África, América del Sur, y Antártida a partir de 1980 (Olivier et al., 1982; Tarlowski et al., 1992 ; Verhoef et al., 1996; Bankey et al., 2002; Kim et al., 2007).

Dichos programas plantearon la conveniencia de realizar recopilaciones de estudios y levanta-mientos anteriores para evitar duplicar información, y poder complementar estudios más amplios con información más detallada. Estas iniciativas se habían visto apoyadas desde finales de los años 70 mediante resoluciones de la IUGG. Finalmente, en 2003 se pone en marcha el que proba-blemente sea el proyecto más importante de los acometidos hasta el momento en este campo: el Mapa Digital Mundial de Anomalías Magnéticas (WDMAM, World Digital Magnetic Anomalies Map). El primer mapa a escala mundial se ha presentado en la Asamblea General de Perugia (IUGG, 2007) lo que constituyó sin lugar a dudas un hito histórico.

Este proyecto ha sido posible principalmente como consecuencia de los logros obtenidos en dos campos: a) el lanzamiento de varias misiones de satélites artificiales, y b) la publicación de los modelos completos del campo geomagnético (Comprehensive Models). El primero de dichos objetivos fue alcanzado principalmente gracias a aquellas misiones cuyas órbitas se han desarro-llado a baja altura, como las de la misión CHAMP durante sus últimos años de operación. Ello ha proporcionado el «lienzo» sobre el cual se han superpuesto los detalles obtenidos a partir de es-tudios locales, generando modelos para la definición precisa de las anomalías litosféricas de larga y media longitud de onda, mediante expansiones en armónicos esféricos que van del grado 16 al 100 (Maus et al., 2007). Cuando estos datos se combinan con otros aéreos y marinos se llega a alcanzar expansiones de grado 720 (Maus, 2008), lo que proporciona una resolución en el conoci-miento del campo litosférico de 2 minutos de arco (aproximadamente 4 km). El segundo objetivo (b) surge con la publicación de los Comprehensive Models, que proporcionan una visión continua de la variación del campo magnético nuclear, carente de los saltos que presentaban modelos clási-cos como el IGRF, al definir mejor su variación secular, durante una ventana de tiempo que abarca aproximadamente los últimos 50 años (Sabaka et al., 2004). Asimismo modeliza la contribución correspondiente a los campos externos, y por tanto ha permitido una utilización más precisa de da-

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tos correspondientes a campañas principalmente oceánicas, en donde la imposibilidad de contar con estaciones de referencia reducían la precisión de dichos levantamientos.

La realización de levantamientos magnéticos y el análisis de los datos de anomalías derivados de los mismos, engloban a diversos grupos e instituciones españolas. El Servicio de Geomagne-tismo del IGN, es responsable de la realización de los mapas en el territorio nacional, publicando mapas de anomalías magnéticas de la Península (Ardizone et al. 1989), del archipiélago Canario (Socías y Mezcua, 1996) y del Golfo de Cádiz (Socías, 2007). Junto con los datos, cedidos por el IPG de París, del Golfo de Alborán (Galdeano, 1974); del Golfo de Valencia (Galdeano y Rossignol, 1977) y del Golfo de Vizcaya (Le Mouel y Le Borgne, 1971) y datos cedidos por el INMG de Por-tugal (Miranda et al., 1989) y del Margen continental (Silva et al., 2000) se ha elaborado el mapa de anomalías magnéticas de la Península Ibérica y zonas marítimas adyacentes (Socías, 2013).

Las zonas marinas también han sido objeto de estudio de los grupos de investigación es-pañoles. En particular cabe destacar, por lo ambicioso de sus objetivos, el Proyecto de la Zona Económica Exclusiva Española (ZEE), iniciado en 1995 y actualmente en curso. Dicho proyecto

Figura 12. Mapa de anomalías magnéticas correspondiente a la Península Ibérica.

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financiado por el Ministerio de Defensa, forma parte del Plan Cartográfico de las Fuerzas Armadas. La dirección del Plan de Investigación es realizada por un Comité presidido por el DIGENIN (Direc-tor General de Infraestructura del Ministerio de Defensa), y los organismos responsables de su ejecución son el Instituto Hidrográfico de la Marina (IHM) y el Real Instituto y Observatorio de la Ar-mada (ROA). Entre los objetivos generales del Plan de Investigación se pueden citar la realización de levantamientos geofísicos sistemáticos, que permitan el cartografiado de los fondos de la ZEE. El ROA es responsable de la adquisición de datos de magnetismo, su procesado, la obtención de los valores de anomalías magnéticas y la confección de los mapas correspondientes. Hasta la fecha de edición del presente trabajo, se han realizado 17 campañas cubriendo el mar Balear, el archipiélago Canario, y el margen Continental Gallego (banco de Galicia y zonas adyacentes).

En los años 2011 y 2012 se ha continuado con el levantamiento de la Zona Económica Exclu-siva del archipiélago Canario en aquellas áreas que pudieran servir de apoyo a los levantamientos llevados a cabo por el «Grupo de estudio de ampliación de la Plataforma Continental». Todo ello ha permitido la publicación, en formato de papel, de 30 hojas a escala 1:200 000, y tres a escala 1:500.000. La publicación de los mapas correspondientes al margen Continental Gallego está pre-vista para el año 2013. Esta actividad técnica se simultanea por parte del ROA con la publicación de trabajos de investigación en Canarias (Catalán et al., 2003), y extendiendo estas actividades a otras

Figura 13. Hojas publicadas dentro del Plan cartográfico de la ZEEE: a) mar Balear, b) archipiélago Canario, y c) margen Continental Gallego.

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áreas geográficas como la Antártida (Muñoz-Martín et al., 2005; Catalán et al., 2013) o el Caribe (Catalán y Martín, 2013). Asimismo participa también en la compilación de las anomalías marinas para el WDMAM, y en el procesado de las mismas con vistas a la publicación de la nueva versión del mapa mundial (Quesnel et al., 2009).

Otros grupos (MNCN y Universidad de Burgos), están desarrollando análisis y modelizaciones de anomalías magnéticas aplicadas al estudio de la corteza en áreas con presencia de volcanismo activo, bien en un formato puramente teórico (Nicolosi et al., 2006), o aplicándolo a áreas como Canarias (García et al, 2007; Blanco-Montenegro et al., 2003; De Ritis et al., 2005; Blanco-Mon-tenegro et al., 2008) o a las Islas Eólicas (Blanco-Montenegro et al., 2007). Finalmente hay otras publicaciones dedicadas a la divulgación científica (Catalán, 2003; Catalán, 2011; Catalán y Mu-ñoz-Martín, 2011).

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LÍNEAS DE EVOLUCIÓN

El geomagnetismo, una de las disciplinas científicas de investigación y estudio más anti-guos, sigue en constante evolución, aprovechando los avances en las técnicas de compu-tación, las nuevas posibilidades de la exploración espacial o los desarrollos instrumentales. Se ha visto, por ejemplo, que las simulaciones recientes de la dinámica del núcleo terrestre suponen un avance realmente espectacular en un tema que, el propio Einstein, consideraba uno de los problemas más importantes no resuelto de la física. Otros ejemplos de progreso de algunas de las diferentes subdisciplinas mencionadas en el texto, se resumen a conti-nuación.

El estudio del magnetismo y de las ionosferas y magnetosferas planetarias recibirá mayor impulso a medida que se completen o inicien las nuevas misiones programadas. Marte seguirá siendo objeto de nuestro interés gracias a la misión de la NASA, bautizada como MAVEN (Mars Atmosphere and Volatile EvolutioN) cuyo lanzamiento está previsto para finales de 2013, y que ha de permitir determinar el estado de su atmósfera superior, su ionosfera y las interacciones con el viento solar. La aportación española a las misiones a Marte se ha concretado ya en la estación me-teorológica del Curiosity, desarrollada por el INTA y el CSIC, y en la participación del proyecto Mars MeTNeT por parte del INTA y la UCM a través del Proyecto Meiga-MetnET (http://meiga-metnet.org/). Este proyecto incluye el desarrollo de un magnetómetro diseñado para su colocación sobre

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la superficie del planeta y la realización de investigaciones sobre la capa límite de Marte, su campo magnético y su ionosfera, los eclipses de Fobos y Deimos y la irradiancia solar sobre el planeta.

Sin embargo, la mayor atención durante los próximos años/décadas se centrará en Júpiter y sus lunas, pues tanto la NASA como la ESA tienen ya lanzadas o planificadas sendas misiones al mayor de los planetas del Sistema Solar, para tratar de mejorar nuestra comprensión de los orí-genes del propio sistema. La sonda JUNO, que forma parte del programa espacial New Frontiers de la NASA fue lanzada el 5 de agosto de 2011 y tiene prevista su llegada al planeta para el año 2016. Además de intentar determinar la cantidad de agua en la atmósfera de Júpiter, para ayudar a identificar qué teoría de formación planetaria es correcta, cartografiará sus campos magnéticos y gravitatorios para revelarnos la estructura profunda del planeta, y explorará su magnetosfera cerca de los polos, especialmente sus auroras.

Como complemento a JUNO, la misión JUICE (JUpiter ICy moon Explorer) de la ESA preten-de caracterizar las condiciones que han dado lugar a la aparición de ambientes habitables entre los satélites jovianos helados, Ganímedes, Europa y Calisto, ya que proporcionan un laboratorio natural para el análisis de la naturaleza, evolución y habitabilidad potencial de los mundos helados en general. Se dedicará un énfasis especial en Ganímedes, pues es la única luna de Júpiter con un campo magnético intrínseco. Su lanzamiento está previsto para el año 2022. Después de la inserción en la órbita de Júpiter en enero de 2030, la nave realizará un recorrido de 3 años y medio en el sistema joviano. Entre las propuestas para la provisión de la carga científica a bordo de la nave espacial de esta misión se encuentran las de los experimentos magnetométricos, con una serie de objetivos que han de permitir separar las diversas fuentes magnéticas y caracterizar el campo magnético intrínseco de Ganímedes; generar una imagen de su dinamo interna; detectar las corrientes eléctricas en los océanos bajo la superficie de Ganímedes, Europa y Calisto (y por tanto determinar su extensión y salinidad); determinar el espesor de las cortezas heladas, y su estructura interna, profundidades, y evolución térmica; caracterizar la interacción entre el campo magnético intrínseco de Ganímedes y el campo magnetosférico joviano; entender la transferencia de momento angular en el sistema joviano, las emisiones aurorales, y la respuesta dinámica de la magnetosfera joviana a las variaciones en el viento solar; y caracterizar el plasma espacial en los entornos de Europa y Calisto.

En cuanto al futuro de la física solar-terrestre, este pasa indudablemente por atender a la importancia que está representando la predicción de los efectos derivados de la actividad solar. Cuando se empezó a trabajar en este campo, se asumía que cuando sucedía una eyección de masa en el Sol, debería aparecer con toda probabilidad una perturbación magnética en la Tierra al cabo de determinadas horas o días. Hoy en día sabemos que eso no es siempre así, sino que dependiendo de la orientación de los campos magnéticos de las nubes de plasma se determina si tendrá lugar o no el fenómeno de la reconexión magnética. De esta forma, para saber qué ocu-rrirá en la Tierra debemos saber no sólo qué ocurrió en el Sol sino también la naturaleza de los campos que viajan con el viento solar. Las observaciones fundamentales para la determinación de los agentes a gran escala de la meteorología espacial se obtienen principalmente mediante instrumentos en el espacio. Hoy en día la monitorización del viento solar en el punto Lagrangiano

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L1 proporciona avisos de CMEs geoefectivas con sólo 15-30 minutos de margen antes de que sus efectos lleguen a la Tierra, de modo que hay un interés creciente en la mejora de este tiempo de respuesta. La colocación de monitores en posiciones más alejadas con tecnología de vela solar es una opción a explorar, y para ello la NASA tiene previsto lanzar una misión de demostración en 2015, la SUNJAMMER. Otras opciones incluyen la monitorización remota del campo magné-tico interplanetario utilizando radio-telescopios para efectuar medidas de la rotación de Faraday (Royal Academy of Engineering, 2013). Muchos países están compartiendo hoy en día los datos de sus misiones espaciales, y muchos están explorando nuevos instrumentos. Pero hay todavía incertidumbre en cuanto a qué instrumentos pueden ser puestos en órbita por otros países, du-rante cuánto tiempo los satélites existentes con objetivos científicos serán capaces de mantener operativos sus servicios, y qué nuevos instrumentos y en qué órbitas complementarán mejor la configuración actual y la prevista. Se deduce, por tanto, que la cooperación internacional ha de ser la clave para los avances de los productos derivados para la mitigación de los efectos de la meteo-rología espacial (ver Onsager, 2012).

Las investigaciones para mejorar esas predicciones se mueven en dos áreas mayoritarias. Por un lado, en tratar de refinar la correlación entre los fenómenos o síntomas observables con los efectos en la Tierra, puesto que, en general, todavía no se pueden predecir esos efectos con la precisión que se desearía. Por otro lado, en la construcción de un modelo completo del medio solar-terrestre. Esta modelización, como la de la dinámica del núcleo de la Tierra y la generación del campo geomagnético, es un problema muy complejo puesto que la física del mismo incluye no sólo la dinámica de fluidos sino también las ecuaciones de Maxwell, la física de plasmas y la magnetohidrodinámica. Además, el problema incluye tres dominios diferentes: el Sol, el medio interplanetario y la magnetosfera, con sus numerosas regiones y sistemas de corriente. Esos dominios no están en absoluto separados, y cualquier cambio en uno de ellos puede tener conse-cuencias en la Tierra.

Por lo que respecta a la instrumentación en tierra, se espera que el automatismo para los DI-flux se haga realidad de forma operativa, pues en estos momentos solamente contamos con prototipos. Ello conllevaría que los observatorios magnéticos pudiesen trabajar de manera com-pletamente automática. En cuanto a las observaciones en el fondo marino donde, debido a la opacidad del agua salada, no pueden usarse métodos astronómicos o mediante satélites para determinar el Norte geográfico. Para ello deberán incorporarse sensores de la rotación de la Tierra mediante giróscopos. Mientras que, para el DI-flux automático ya se han podido construir decodi-ficadores de ángulos y motores paso a paso completamente amagnéticos, los giroscopios todavía no lo son hoy en día. Resultaría asimismo interesante la instalación de instrumentos con fluxgates triaxiales perfectamente acoplados con cámaras de seguimiento estelar, lo que proporcionaría una alternativa a considerar para la automatización de observatorios con una buena proporción de noches despejadas.

Un punto de intenso debate en la actualidad es el relacionado con la recomendación de que los observatorios produzcan datos de calidad a una frecuencia de muestreo de 1 segundo. Al menos, de la misma calidad que las cadenas de magnetómetros ya existentes para el estudio de varia-

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ciones rápidas de origen externo, que permitirían la sincronización con los satélites de las nuevas misiones espaciales, determinadas aplicaciones para el space weather, o la derivación de mejores índices geomagnéticos. Con la precisión temporal de los actuales observatorios, por ejemplo, el comienzo brusco de una tempestad magnética no se registra de manera perfectamente simultá-nea. Así pues, se está recomendando una resolución temporal de 10 ms y una precisión de 10 pT, lo cual no está exento de numerosas dificultades pues al retardo en la respuesta del magnetóme-tro, hay que sumar la del conversor A/D y la del sistema de adquisición de datos.

Finalmente, el progreso en la exploración del campo geomagnético desde el espacio deberá venir no sólo de la obtención de más y mejores datos, sino también del refinamiento de los méto-dos de análisis y modelización. Así, una de las limitaciones de los modelos como el Comprehensi-ve Model es que son estacionarios, es decir, no tienen en cuenta, por ejemplo, la variabilidad día a día de las corrientes ionosféricas. La obtención de un modelo «dinámico» sería sólo posible si dispusiéramos de mediciones simultáneas (en tierra y en el espacio) en distintos emplazamientos. La monitorización multipunto en el espacio más próximo es pues imprescindible si se quieren

Figura 14. Constelación de satélites para la misión SWARM (Friis-Christensen et al., 2009).

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separar con precisión las variaciones espaciales de las temporales y sacar verdadero partido de la precisión con la que se puede medir hoy en día el campo geomagnético (Olsen et al., 2002). Ello va a conseguirse a partir de finales de 2013, cuando se produjo el lanzamiento de la misión SWARM de la ESA, basada en una constelación de tres satélites que deberán proporcionar medidas en dos diferentes planos orbitales, entre 400 y 550 km de altitud (Friis-Christensen et al., 2009), por lo que la continuidad de esas medidas de satélite, incluso mejores que las que hemos tenido en esta última década, están garantizadas.

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Fenómenos AeronomíaArray Deployment

Crédito: NASA

Viento Solar y Campo InterplanetarioCrédito: SOHO (ESA-NASA)

Observatorios Geomagnéticos.Observatorio San Pablo

Crédito: M. Herraiz Sarachaga

El campo magnético de la Tierra se hace pa-tente en fenómenos sorprendentes, como la orientación de la brújula o la aparición de auroras polares, que han requerido un importante desa-rrollo científico para poder ser explicados. Sólo la observación detallada y rigurosa, la toma mi-nuciosa de datos y la utilización de los nuevos conocimientos de la física han hecho posible la progresiva comprensión de estos fenómenos que, inicialmente, estaban rodeados de misterio. El esfuerzo de generaciones de científicos ha permitido desarrollar un nuevo campo del cono-cimiento, el geomagnetismo y la aeronomía, que pretende estudiar el campo magnético de nues-tro planeta y los fenómenos que de él se derivan.

Este objetivo requiere analizar el campo magné-tico de origen interno y adentrarse en las teorías que lo explican; estudiar su historia mediante el paleomagnetismo; buscar e interpretar las anoma-lías locales que se observan en la superficie y cuyo origen puede encontrarse en la corteza terrestre o en la atmósfera conductora; explicar las perturba-ciones de las comunicaciones electromagnéticas causadas por la ionosfera, la existencia de la mag-netosfera, sin la cual la vida en nuestro planeta

no hubiera sido posible o, con una mirada más amplia, entender la permanente influencia del Sol en el campo magnético de la Tierra a través de la radiación y el viento solar. Conceptos como «me-teorología espacial», «variación secular» o «in-versión magnética», forman parte imprescindible de la cultura científica actual y las amenazas que acompañan a una «tormenta geomagnética» son cada vez mejor conocidas por la sociedad.

Este Libro Blanco trata de abrir una puerta al mundo del geomagnetismo y la aeronomía pre-sentando la información obtenida por observa-torios geomagnéticos, estaciones ionosféricas, campañas marinas o satélites artificiales, las técnicas de estudio de esos datos y el desarrollo de teorías y modelos que tratan de explicarlos. Quiere, también, dar una visión de conjunto al esfuerzo que en España se ha venido realizando en estas ultimas décadas en esta materia por or-ganismos como el Instituto Geográfico Nacional, el Observatorio del Ebro, la Universidad Complu-tense, el Consejo Superior de Investigaciones Científicas, el Real Instituto y Observatorio de la Armada, la Universidad de Burgos y el Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial.

Estación de Sondeos Atmosféricos El Arenosillo, Mazagón-Moguer, Huelva (España).