Estructura de la corteza en el entorno de la Isla Decepción (Antartida) a partir de los datos geofísicos

Resumen   Abstract   Índice   Conclusiones


Yasmina Martos Martín

2010-B
Premio Opción B 2010
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Resumen

1. Introducción

El presente trabajo se centra en el estudio del campo magnético local como herramienta para conocer la estructura y dinámica de un volcán activo, en concreto de la Isla Decepción (Islas Shetland del Sur (ISS), Antártida Occidental). El estudio de las anomalías magnéticas permite obtener información de la distribución en el subsuelo de los cuerpos que generan dichas anomalías en superficie. En concreto, las zonas volcánicas poseen una respuesta magnética característica ya que presentan magnetizaciones remanentes elevadas y suelen ser localmente muy variables. Los mapas de anomalías magnéticas de este tipo de zonas reflejan anomalías intensas y fuertes gradientes a causa de: la existencia de fracturas e intrusiones, los contrastes entre lavas y piroclastos y la presencia de magma fundido superficial. Por tanto, la intensa magnetización y la heterogeneidad de las zonas volcánicas caracterizan y determinan su estudio.

El trabajo que se expone en esta memoria se centra en el estudio de los datos magnéticos disponibles de diferentes campañas científicas llevadas a cabo en el Archipiélago de las Shetland del Sur, desde el año 1987 hasta el 2008, realizadas en el interior y proximidades del volcán Isla Decepción (ID). Se dispone tanto de datos marinos como terrestres. Las campañas antárticas llevadas a cabo durante estos 20 años por el Real Instituto y Observatorio de la Armada (ROA), han permitido que disponga de una base de datos muy extensa en el tiempo de una zona remota y difícilmente accesible.

2. Marco geológico, tectónico y geodinámico de la Cuenca de Bransfield

El Estrecho de Bransfield (EB) es una gran cuenca de extensión de, aproximadamente, 500 km de longitud y 60 km de anchura, cuya orientación es NE-SW. Pertenece a la placa Antártica (Christeson et al., 2003) y se desarrolló durante el Cenozoico tardío. El EB parece estar relacionado con la zona de subducción situada al NW de las Islas Shetland del Sur (ISS), límite convergente de las placas Antártica y Phoenix durante los últimos 200 Ma (Dalziel, 1984; Barker et al., 1991).

El EB es considerado una cuenca de trans-arco relativa al arco volcánico de las ISS. El origen del archipiélago se relaciona con el magmatismo y la deformación provocada por la subducción de la Placa Phoenix bajo la Placa Antártica durante el periodo Mesozoico Tardío-Cenozoico (Dalziel 1984, Barker et al. 1991). Los datos procedentes de vuelos aeromagnéticos reflejan una gran anomalía en la región de las ISS y la Península Antártica (PA). Dicha anomalía se denomina “Anomalía Magnética del Pacífico” (PMA). Sus máximos se concentran en los bloques de las ISS y la PA, mientras que el mínimo transcurre a través del EB. Adicionalmente, el EB se caracteriza por una serie de volcanes submarinos prácticamente equiespaciados que descansan sobre su parte central, y cuyas anomalías magnéticas modifican en la corta longitud de onda el espectro magnético correspondiente a esta cuenca.

La ID es un estratovolcán con un diámetro aproximado de 17 km, que se encuentra sobre el eje de expansión del EB. Se trata de un volcán activo, que estudios geológicos datan con una edad aproximada de 0.75 Ma. Las erupciones conocidas más recientes son las ocurridas en 1842, 1967, 1969 y 1970. 

El presente estudio ha permitido confirmar la existencia de un periodo de crisis volcánica entre 1992 y 1999 descritas también por Ortiz et al. (1997) e Ibáñez et al. (2003), utilizando métodos sísmicos. El citado periodo anómalo fue asociado a procesos de ascenso de magma en el interior de la bahía. En la actualidad su actividad se caracteriza por circulación hidrotermal vigorosa, ligero ascenso del suelo de la bahía interior e intensa sismicidad, con frecuentes eventos volcano-tectónicos y de largo periodo (Zandomeneghi et al., 2009). 

3. Adquisición y reducción de los datos magnéticos

En este trabajo se han analizado e interpretado los datos de campo magnético adquiridos en 8 campañas antárticas diferentes llevadas a cabo en los últimos 20 años: Campañas Antárticas 87/88 y 88/89, Las Palmas 89, Las Palmas 90, Las Palmas 91, DECVOL (1999), GEODEC (2002) y MAREGEO (2008).

Los datos de campo magnético total se adquirieron tanto en la bahía interior de la isla como en su entorno próximo con magnetómetros de protones (1 nT de precisión). Las medidas, en zonas profundas, se llevaron a cabo a bordo de un Buque de Investigación Oceanográfica, bien Las Palmas o el Hespérides. Mientras que en zonas someras se hizo uso de una embarcación neumática. El control del posicionamiento utilizó satélites Doppler (primeras campañas), y posteriormente GPS a partir del año 1999.

Por otro lado, los datos fueron corregidos por posición del magnetómetro y variación diurna. Para ésta última se tuvieron en cuenta los datos recogidos en la estación de referencia instalada en tierra, o en el Observatorio magnético situado en la Base Antártica española “Juan Carlos I” (Isla Livingston). En aquellos periodos en los que, debido a problemas técnicos o a que no pudo disponerse de estación de referencia, se procedió a la extracción de esta componente a partir del modelo de campo magnético terrestre CM4. Una vez aplicadas todas las correcciones se procedió al cálculo de las anomalías magnéticas teniendo en cuenta los modelos de campo magnético DGRF e IGRF10.

4. Mapas de anomalías magnéticas y variación secular

A partir del cálculo de los valores de anomalía se realizaron las siguientes operaciones:

- Creación del mapa de anomalías magnéticas y prolongación ascendente de ID y su entorno próximo haciendo uso de los datos adquiridos en la campaña MAREGEO, aplicando el método Krigging (Matheron, 1963) con un paso de malla de 1000 m. Puede distinguirse claramente el mínimo asociado al EB y un intenso mínimo en el interior de la isla. Además, al realizar la prolongación ascendente dicho mínimo va desapareciendo y deja a la vista otro de menor intensidad en el interior de la isla, el cual refleja la anomalía creada por la estructura original de ID. Ha sido posible distinguir el dipolo magnético asociado a esta estructura, encontrándose los valores altos hacia la parte Sur y los mínimos hacia la parte Norte. La imagen obtenida reflejó una polarización inversa para el cuerpo generador de la anomalía, el basamento magnético ó estructura primigenia de ID.

- Aplicación del método de Spector y Grant (1970) al mapa de anomalías descrito en el punto anterior. De este modo fue posible estimar la profundidad de tres horizontes magnéticos importantes a 1, 2 y 3.5 km.

- Obtención de los mapas de anomalías magnéticas correspondientes a las campañas antárticas 87/88, DECVOL y MAREGEO con una resolución de 300 m para el interior de la isla. De este modo pudieron observarse ciertas diferencias en cuanto a la posición e intensidad de las anomalías, fundamentalmente la correspondiente al mínimo. De lo anterior ha podido observarse:

-- Una disminución en la intensidad del mínimo entre el año 1987 y años posteriores. 

-- Un desplazamiento en dirección NE del frente de gradientes que ocupa la zona central de la bahía, entre el año 1987 y el año 1999 (campaña DECVOL), así como una disminución en la amplitud del mínimo respecto a periodos anteriores. Asimismo en este periodo de tiempo (1987-1999) existen evidencias de dos crisis volcánicas. Por lo que el cambio en la intensidad del mínimo parecería estar relacionado con el ascenso de magma en la bahía interior. 

--  La evolución de las anomalías entre 1999 y 2008 (campaña MAREGEO) muestra, de nuevo, un desplazamiento del mínimo en dirección NE. Adicionalmente el frente de máximo gradiente también se desplaza en la misma dirección, lo que indicaría un movimiento del cuerpo generador de la anomalía en dicha dirección, y se observa un ligero refuerzo en la  amplitud del mínimo. 

Todo lo anterior sería coherente con una interrupción en el ascenso de la masa amagnética (magma), comenzando su enfriamiento, por lo que habría adquirido un cierto porcentaje de magnetización remanente en este último periodo de tiempo citado. 

Pese a que las variaciones en el mapa de anomalías no son de gran amplitud, reflejan procesos importantes ocurridos en el subsuelo durante los periodos de estudio, que son descritos y modelizados en el trabajo de investigación siguiendo la siguiente metodología:

- Se estudiaron los puntos de corte entre parejas de campañas separadas un cierto intervalo temporal con intención de hallar el valor de la variación secular en cada uno de estos puntos. La selección de esos puntos de corte se realizó de forma visual e interactiva, utilizando el software comercial OASIS montaj (Geosoft). Por otra parte se realizó el cálculo de la variación secular teórica con ayuda del modelo de campo magnético CM4 hasta el año 2002 y los modelos DGRF e IGRF10 para los años posteriores. De esta manera se calculó la diferencia entre el valor observado y el teórico.

- Obtención de la diferencia de mallas externas de anomalías magnéticas. Se trata de un estudio equivalente al descrito en el punto anterior con el que se pretendió atenuar el posible impacto que un mal posicionamiento pudiera introducir en las diferencias, al realizarse la comparación entre superficies y no entre puntos aislados. Únicamente se realizó esta diferencia cuando las líneas descritas por las dos campañas científicas a comparar cubrían zonas similares. Se calculó la diferencia entre los valores de la campaña más moderna y la más antigua, dividido por el intervalo temporal que separa ambas campañas. 

Como el objetivo del estudio era observar las variaciones que han podido ocurrir a lo largo de los últimos 20 años en la zona, los periodos a contemplar (por parejas de campañas) fueron los siguientes: DECVOL – “Las Palmas 89” (Diciembre 1999-Diciembre 1989), GEODEC – DECVOL (Enero 2002-Diciembre 1999) y MAREGEO – GEODEC (Diciembre 2008-Enero 2002). Las campañas elegidas son consecutivas en el tiempo, por lo que ayudaron a reproducir con mayor facilidad la evolución temporal del proceso físico. En el primer periodo se observó una zona amplia de mínimo de anomalía hacia el SE de ID. En cambio, para el periodo GEODEC – DECVOL la gran región de anomalía negativa mostró una alternancia de máximos y mínimos. Lo que se interpreta como un cambio importante en las propiedades del material situado en el subsuelo de la región para este periodo. En cambio, para el último periodo no se detectaron variaciones importantes. Lo que indica que no ha habido cambios representativos en las propiedades del subsuelo en esa zona para este intervalo temporal.

5. Interpretación y modelización

Haciendo uso de los programas de modelización 3D de campo potencial creados por Mendonça y Meguid (2008) se han realizado diversos modelos tanto para el interior como para el exterior de la isla. Así como un modelo regional de la zona de estudio.

Para poder reproducir los valores observados en el área de estudio ha sido necesario construir un modelo teniendo en cuenta los bloques de las ISS, la PMA Norte, la PMA Sur, el EB y el basamento magnético de ID. Todos ellos con polaridad normal excepto el último, el cual hubo que modelizar con polaridad inversa, pues de otro modo no era posible reproducir el mapa de anomalías observado. Los valores de magnetización para los modelos han sido obtenidos a partir de trabajos realizados en la zona o zonas similares sobre propiedades magnéticas de las rocas (Blanco-Montenegro, 1997; Del Negro y Ferrucci, 1998).

Se realizaron tres modelos para el interior de ID en los cuales se refleja la variación de intensidad del mínimo para el primer periodo, y este mismo fenómeno acompañado de un desplazamiento del cuerpo amagnético durante el segundo periodo. Esto ha sido posible reproducirlo mediante un ascenso del cuerpo magmático, en la zona W de la isla, en 1999, lo que asimismo provoca un efecto colateral añadido, como es la disminución de la magnetización. Adicionalmente, para una mejor comprensión del proceso en el interior de la isla se ha realizado una visualización 3D para cada una de las épocas.  

Las variaciones detectadas en el campo magnético mediante los puntos de corte, apoyadas con el resultado de comparar los mapas de anomalía correspondientes a dicha zona en las mismas épocas durante el periodo DECVOL – “Las Palmas 89” (Diciembre 1999-Diciembre 1989) han sido reproducidas mediante un modelo constituido por un cuerpo amagnético en el SE de ID, con lo que se produjo el deseado debilitamiento local del campo magnético. 

Las localizaciones epicentrales durante el periodo de crisis de 1999 se concentraron principalmente en el margen oeste del interior de la isla. Ello no implica que en la zona de interés (margen oriental exterior) no existieran, puesto que la red sísmica de ID no estaba aun totalmente desarrollada. Por todo lo anterior podemos concluir que el modelo reprodujo, razonablemente bien, lo observado desde el punto de vista magnético, encontrándose justificada, asimismo, esta alteración al existir constancia de una crisis sismo-volcánica en dicho periodo de tiempo que habría provocado un ascenso de magma en la región SE de la isla. 

Durante la época GEODEC – DECVOL (Febrero 2002-Diciembre 1999) se observó una alternancia de máximos y mínimos en la región de interés. Esta zona de anomalías de corta longitud de onda se interpretó como consecuencia del proceso de enfriamiento de las estructuras del lugar, las cuales, simultáneamente, van adquiriendo una magnetización termo magnética. 

En el periodo MAREGEO – GEODEC (Diciembre 2008-Febrero 2002) no se apreciaron cambios significativos. En este periodo continúa el enfriamiento de las estructuras localizadas en el SE de ID. La interpretación propuesta ha sido la siguiente: las pequeñas estructuras han alcanzado el 100% de magnetización remanente, han terminado de enfriarse, mientras que las grandes continúan haciéndolo.

6. Discusión y conclusiones

A partir del estudio de los mapas creados utilizando los datos de MAREGEO ha sido posible detectar el contraste entre las cortezas del EB y las ISS, así como el de la estructura principal de ID con las dos anteriores. Efecto que se observó con la tomografía sísmica (Zandomeneghi et al., 2009). Tanto a través de la prolongación ascendente como del modelo regional se observó que la polaridad del edificio principal de ID es inversa. Lo que contradice lo aceptado hasta la fecha en los distintos estudios realizados en la zona (Valencio et al., 1979, Mathies et al., 1990, Björk et al, 1991, Keller et al., 1991,  Keller, et al., 2002) en los que se sostiene que la edad del volcán, a partir de diferentes estudios (fundamentalmente de datación y propiedades de rocas), es inferior a 0.75 Ma.

Por otro lado, haciendo uso del método de Spector y Grant (1970) se detectaron tres estructuras importantes cuyo techo se sitúa a una profundidad de 1 km, 2 km y 3.5 km, que posiblemente representan el techo de la capa de sedimentos magnéticos, el techo de la cámara magmática y el techo de la estructura primigenia de ID. Este resultado sería coherente con los trabajos de Ibáñez et al. (2003) y de Zandomeneghi et al. (2009).

Se ha realizado el estudio de la bahía interior de ID con ayuda de los mapas de anomalías magnéticas correspondientes a 1987, 1999 y 2008. Los resultados mostraron una variación de la posición del mínimo de anomalía y de la intensidad del mismo. Los modelos propuestos están de acuerdo con el trabajo de Ibáñez et al. (2003) que propone un ascenso de magma como el causante del gran número de eventos sísmicos situados en el margen W de la isla. Los modelos mostraron un ascenso del techo del cuerpo semifundido desde 1987 a 1999. Para el periodo 1999-2008 se propone un desplazamiento de la estructura, posiblemente a través de las fallas y fracturas existentes en la región NE del interior de ID. Tema que está siendo estudiado actualmente. Adicionalmente, a causa del cese de actividad volcánica la parte más superficial del cuerpo habría comenzado a enfriarse y a adquirir un cierto porcentaje de magnetización.

El estudio del entorno próximo de la isla muestró un gran mínimo en el SE durante el periodo que comprende las dos crisis volcánicas citadas (1991/1992 y la acaecida en 1999). El cuerpo causante de esta anomalía sería una estructura amagnética. Al estudiar el periodo que media entre las campañas GEODEC-DECVOL (años 2002 y 1999 respectivamente), dicho cuerpo anómalo podría haber reforzado su magnetización. Este extremo es plausible si se considera el cuerpo conformado por estructuras de pequeñas dimensiones que al enfriarse, adquirirían magnetización con facilidad. Esto sería factible puesto que en la región de estudio abundan las fallas y fracturas, por las que penetraría el agua a temperaturas muy bajas. Durante el último periodo (MAREGEO-GEODEC) las variaciones son mínimas, las pequeñas estructuras habrían adquirido un 100 % de magnetización remanente y las grandes continuarían enfriándose. Estas últimas lo harían lentamente por lo que no es posible observar sus variaciones en tan corto periodo de tiempo. 

Por último señalar que este tipo de estudio constituye un método adecuado, económico y rápido, que permite controlar un sistema volcánico activo siempre que puedan medirse el campo magnético con un buen posicionamiento y se eliminen correctamente las componentes de campo magnético externo.

 

 
Abstract

Deception Island is a young and active volcano located in the south-western part of Bransfield Strait. During the last twenty years the Royal Observatory of the Spanish Navy has carried out several geophysical surveys in the area. This information offer the possibility of detecting temporal changes by isolating signals of volcanic origin, or by comparing magnetic grids obtained in different epochs. The analysis of those magnetic cruises performed at Deception Island’s inner bay (1988, 1999 and 2008), and the study of its offshore magnetic anomaly changes, suggest a main period of variations concentrated between December 1989 to December 1999. 

In 1991 and during January 1999, the seismic activity changed in this area. Probably all these magnetic variations can be explained by any, or by both anomaly seismic periods. From December 1999 to December 2008, there were no significant changes in seismic activity; nevertheless our data show some magnetic alterations. They could be explained as a slow progress of the volcanic environment towards equilibrium. To interpret these magnetic changes we have performed several forward models. Particularly it is worth emphasizing that the magnetic contrast of Deception Island with its surroundings was obtained after assuming a reverse magnetic polarity for the Deception Island block. It should suggest an older age than 0.75 Ma for the main structure of the volcano. 0.75 Ma is generally accepted by different authors. Additionally, we suggest this kind of study as a suitable, economic and easy method that allows monitoring an active volcanic system whenever it is possible to measure the magnetic field with accurate positioning, and if the external field components are removed correctly.

 
 

 
Índice

CAPITULO 1. Introducción y Objetivos

1.1 Objetivos de la Acción Complementaria MAREGEO 2

1.2 Objetivos de la memoria 2

1.3 Estructura de la memoria 3

 

CAPITULO 2. Marco Geológico, Tectónico y Geodinámico

2.1 Marco geológico, tectónico y geodinámico de la Cuenca de Bransfield5

2.2 Isla Decepción 8

 

CAPITULO 3. Conceptos básicos del Campo Magnético Terrestre

3.1 Introducción 12

3.2 El campo magnético principal 12

3.3 El campo magnético externo 14

 

CAPITULO 4. Métodos de campo potencial. Anomalías magnéticas

4.1 Anomalías magnéticas 15

4.2 Método de campo potencial 16

4.3 Técnicas de realce 16

4.3.1 Señal analítica 16

4.3.2 Prolongación ascendente 17

 

CAPÍTULO 5. Adquisición y reducción de los datos magnéticos

5.1 Descripción y desarrollo de las campañas científicas 18

5.2 Adquisición de los datos 18

5.2.1 Adquisición de los datos en la acción complementaria MAREGEO 18

5.2.2 Adquisición de los datos en GEODEC y DECVOL 20

5.3 Reducción de datos 21

 

CAPITULO 6. Mapas de anomalías magnéticas y variación secular

6.1 Mapas de anomalías magnéticas de Isla Decepción y entorno próximo 24

6.1.1 Prolongación ascendente y espectro 24

6.2 Estudio del interior de Isla Decepción 25

6.3 Estudio del exterior de Isla Decepción 28

6.3.1 Estudio de los puntos de corte. Delta VS 28

6.3.2 Estudio de las mallas de anomalía magnética 30

6.3.3 Estudio de Delta VS y Delta G 30

6.4 Estimación de errores 31

 

CAPITULO 7. Interpretación y modelos

7.1 Modelo general de la zona de estudio 35

7.2 Modelos para el interior de Isla Decepción 36

7.3 Modelos para el exterior de Isla Decepción 38 

 

CAPITULO 8. Discusión de los resultados

8.1 Discusión sobre los resultados y modelos de la región general de estudio 40

8.2 Discusión sobre los resultados y modelos del interior de Isla Decepción 40

8.3 Discusión sobre los resultados y modelos del entorno próximo de Isla Decepción 42

 

CAPITULO 9. Conclusiones 44

 

REFERENCIAS 46

 
 
 

 
Conclusiones

Debe señalarse que este estudio ha sido de gran utilidad para observar el efecto que las crisis volcánicas de Isla Decepción acaecidas durante los últimos veinte años han imprimido en una firma magnética, así como para observar el estado actual de la misma. Por otra parte se propone uno de los resultados que darán lugar a mayor controversia, la edad de la isla.

 

Como el análisis de los resultados ha sido desarrollado de manera detallada a lo largo del trabajo, en este apartado se citará únicamente un breve resumen de los mismos.

 

-- Se han analizado los datos magnéticos de 8 campañas antárticas realizadas en los últimos 20 años, de las cuales ha sido posible deducir diferentes fenómenos ocurridos en el volcán activo Isla Decepción.

 

-- A partir del estudio general de la zona se ha comprobado que los valores de anomalía observados en el entorno y dentro de la isla corresponden a una estructura con polaridad inversa situada en el hemisferio Sur. El modelo que es capaz de generar el mapa de anomalías de la región precisa de una estructura de polaridad inversa en ID. El techo de dicha estructura se localiza a partir de la prolongación ascendente de un mapa de anomalías y aplicando el método de Spector y Grant (1970), a una profundidad aproximada de 3.5 km, representando posiblemente el basamento magnético o estructura primigenia de ID. A partir de este resultado se deduce que la edad del volcán debería ser superior a 0.75 Ma, en contra de lo apuntado por diversos estudios (Valencio et al., 1979, Mathies et al., 1990, Björk et al, 1991, Keller et al., 1991,  Keller, et al., 2002).

 

-- A través del estudio del mapa de anomalías obtenido a partir de los datos de la campaña MAREGEO se obtiene, haciendo uso del método de Spector y Grant (1970), una estructura importante cuyo techo se sitúa a una profundidad de 2 km y que posiblemente representa la cámara magmática. Este resultado sería coherente con los trabajos de Ibáñez et al. (2003) y de Zandomeneghi et al. (2009).

 

-- A través del estudio del mapa de anomalías magnéticas obtenido utilizando los datos de la campaña MAREGEO se detecta, haciendo uso del método de Spector y Grant (1970), una estructura cuyo techo se sitúa a una profundidad de 1 km, interpretado como el techo de una capa de sedimentos magnéticos. Resultado que está en acuerdo con los trabajos de Ibáñez et al. (2003) y Zandomeneghi et al. (2009), los cuales sitúan una capa de sedimentos hasta una profundidad de 1,5 km tanto en el interior como en el entorno próximo de ID.

 

-- Se ha realizado el estudio de la bahía interior de ID con ayuda de los mapas de anomalías magnéticas correspondientes a tres épocas distintas, 1987, 1999 y 2008. Los resultados muestran una variación de la posición del mínimo de anomalía y de la intensidad del mismo. Los modelos propuestos están de acuerdo con el trabajo de Ibáñez et al. (2003) que propone un ascenso de magma como el causante del gran número de eventos sísmicos situados en el margen W de la isla. Los modelos muestran un ascenso del techo del cuerpo semifundido desde 1987 a 1999, lo cual estaría de acuerdo con el desplazamiento del mínimo de anomalía observado. Para el caso de 1999 a 2008 se propone un desplazamiento de la estructura, posiblemente a través de las fallas y fracturas existentes en la región NE del interior de ID. Tema que está siendo estudiado actualmente. Adicionalmente, a causa del cese de actividad volcánica la parte más superficial del cuerpo habría comenzado a enfriarse y a adquirir un cierto porcentaje de magnetización.

 

-- El estudio del entorno próximo de la isla muestra un gran mínimo en el SE durante el periodo que comprende a las dos crisis volcánicas citadas (la de 1991/1992 y la de 1999). El cuerpo causante de esta anomalía sería una estructura amagnética. Al estudiar el periodo que media entre las campañas GEODEC-DECVOL (años 2002 y 1999 respectivamente), dicho cuerpo anómalo podría haber reforzado su magnetización. Este extremo es posible si se considera el cuerpo conformado por estructuras de pequeñas dimensiones que al enfriarse, adquirirían magnetización con facilidad. Esto sería factible puesto que en la región de estudio abundan las fallas y fracturas, por las que penetraría el agua a temperaturas muy bajas. Durante el último periodo (MAREGEO-GEODEC) las variaciones son mínimas, las pequeñas estructuras habrían adquirido un 100 % de magnetización remanente y las grandes continuarían enfriándose. Estas últimas lo harían lentamente por lo que no es posible observar sus variaciones en tan corto periodo de tiempo. 

 

 

Señalar que a partir del estudio llevado a cabo en el presente trabajo se ha podido comprobar que la técnica magnética ha proporcionado resultados similares a los aportados por los estudios de tomografía sísmica (Zandomeneghi et al., 2009) y sismicidad (Ibáñez et al., 2003).

 

Por último mencionar que la utilización de residuos en las lecturas de campo total obtenidas en puntos de corte ha permitido detectar alteraciones en el campo magnético anómalo entorno al volcán de Isla Decepción. El análisis de estas diferencias, y su distribución espacial han servido para proponer la ocurrencia de al menos un proceso de movimiento de magma en el interior de ID, cuyos efectos pudieron percibirse en el exterior de la isla. Las indicaciones obtenidas durante el periodo 1999-2002 serían coherentes con un progresivo enfriamiento, que principalmente afectarían a estructuras de pequeñas dimensiones. El periodo 2002-2008 no muestra alteraciones significativas, lo cual indicaría que el proceso de enfriamiento continuaría pero centrado en grandes estructuras por lo que sería mucho más gradual. Así mismo, el estudio de la evolución de las anomalías magnéticas en el interior de la isla ha proporcionado gran información, pudiendo incluso llegar a modelizarse los procesos ocurridos.

 

Esta sencilla técnica plantea la posibilidad de monitorizar la evolución de un volcán activo mediante la obtención periódica de medidas de campo magnético, siempre que: 

 

a) Pueda garantizarse la precisión en el posicionamiento de las medidas, lo cual es perfectamente factible en la actualidad mediante la utilización de técnicas de posicionamiento GPS o DGPS.

b) Deben de cancelarse las aportaciones externas al campo geomagnético. Este aspecto se resolvería sin más que instalar una estación de referencia cercana a la zona del levantamiento. 

 

Estos dos requisitos, sencillos de implementar, plantean un procedimiento rápido y económico que proporcionaría información complementaria con otras técnicas sobre la evolución (temporal y espacial) de un sistema volcánico activo, siendo especialmente idónea cuando la localización de este sistema geofísico fuera remota, y se careciera de una monitorización continua de parámetros geofísicos.