Estimación del DM: Medidas vs Modelado
6.3. Efecto regional indirecto
En esta última sección analizamos cómo afecta la distribución de datos paleomagnéticos en los últimos tres milenios a la estimación del momento dipolar (A)DM que proporcionan los modelos globales de campo geomagnético (e.g. Korte et al., 2009, 2011; Korte & Constable, 2011; Licht et al., 2013; Pavón-Carrasco et al., 2014a, Nilsson et al., 2014).
Para ello, hemos desarrollado un modelo global geomagnético usando la misma base de datos sintética de la sección anterior (Sección 6.2) e incluyendo un nuevo conjunto de datos sintéticos para la declinación, ya que este elemento geomagnético es necesario para generar el modelo. El modelo global, llamado IGRF-11S (S de
Sintético) se obtuvo a partir del método clásico explicado en detalle en el Capítulo 3 de la presente tesis, siguiendo el trabajo desarrollado por Korte & Constable (2005a). Debido a la inhomogeneidad de la base de datos paleomagnética, se hace necesaria la implementación de una regularización tanto en espacio como en tiempo en el
106 límite manto – núcleo externo, también explicada en detalle en el Capítulo 3. Se realiza la elección de la mejor regularización posible para obtener un modelo con mínima complejidad y un ajuste razonable de los datos. Después de llevar a cabo diversas pruebas con diferentes valores de los parámetros de amortiguamiento (e.g. Licht et al., 2013; Pavón-Carrasco et al., 2014a), elegimos α y τ como 5 x 10-9 μT-2 y 10-3 μT-2año4, respectivamente. De
nuevo, con el objetivo de proporcionar un resultado más realista, hemos realizado 500 perturbaciones de los datos de entrada como en la sección previa. En este caso, el nuevo elemento (la declinación) fue perturbado usando una distribución Gaussiana con media nula y desviación estándar igual a 6.1º (siguiendo a Donadini et al., 2009). Un total de 500 modelos fueron obtenidos, proporcionando así las desviaciones típicas para cada coeficiente de Gauss.
El modelo IGRF-11S ha sido comparado con el IGRF-11 original. En la Figura 6.6 se muestran los mapas
de D, I, F en el año 1955 (año central del intervalo de tiempo considerado: 1900-2010) calculados a partir de ambos modelos, así como la diferencia entre ellos, junto con las localizaciones de los datos entre 1950 y 1960 (los tres puntos fijos que abarca el spline para el año 1955). Estos datos representan menos del 10% de la base de datos total. Se puede observar que el IGRF-11S reproduce muy bien las principales características del campo
geomagnético (ver también los mapas dados en la Figura A2 del Apéndice A). Es destacable la buena representación de la Anomalía del Atlántico Sur a pesar de la falta de datos en el Hemisferio Sur, y en esta región en particular.
Figura 6.6. Mapas de declinación D, inclinación I e intensidad F en el año 1955 para (columna izquierda) el modelo global
generado a partir de datos sintéticos de la base de datos ArcheoInt, IGRF-11S, (columna central) modelo IGRF-11. En el
Apéndice A se pueden encontrar mapas para diferentes años (Figura A2). (Columna derecha) Residuos entre ambos modelos. De Campuzano et al. (2015).
Las principales diferencias entre ambos modelos se localizan, como era de esperar, en las regiones con ausencia de datos: África y la Antártida. Las diferencias más altas en declinación se encuentran en la Antártida y al Sur del Océano Índico. Las discrepancias en inclinación son bajas, con la excepción del pequeño dipolo en la parte central de Sudáfrica que produce diferencias en inclinaciones hasta 8º y -10º. El principal desacuerdo en intensidad se observa en Sudáfrica y el Sur del Océano Atlántico, con intensidades más altas que en el modelo IGRF-11 original (alrededor de 12 μT). Estos artefactos son debidos a la ausencia de información para reproducir adecuadamente la SAA. Es decir, las principales diferencias entre el modelo IGRF-11S y el IGRF-11 se encuentran
en la región afectada por la SAA, de la cual no se disponía de suficiente información paleomagnética en el momento de la realización de este trabajo (ver Capítulo 7).
107 Finalmente, y usando el nuevo conjunto de coeficientes de Gauss del modelo IGRF-11S, se puede calcular
el (A)DM, que denotaremos como (A)DMS. El error de los coeficientes de Gauss es usado para obtener la banda
de error al ~65% de nivel de confianza del (A)DMS. La Figura 6.7 muestra las curvas de (A)DMS junto con las
(A)DM dadas por el modelo IGRF-11 original. La Tabla 6.3 resume los errores relativos entre ellos. Se puede observar una tendencia temporal similar entre todos los (A)DM, con valores más bajos al comienzo del intervalo temporal, y más altos al final, probablemente debido a la distribución heterogénea de la base de datos. A pesar de este hecho, se puede observar que cuando consideramos la banda de error, las curvas de (A)DM teóricas se encuentran dentro del intervalo, lo que indica la consistencia del (A)DMS.
Figura 6.7. a) ADMS y b) DMS calculados a partir de los coeficientes de Gauss del modelo IGRF-11S, junto con sus bandas
de error al ~65% de nivel de confianza. El (A)DM teórico (calculado a partir del modelo IGRF-11 original) es también representado para su comparación. De Campuzano et al. (2015).
Tabla 6.3. Errores cuadráticos medios (rms) de la desviación entre ADM y DM del campo geomagnético calculado con los
coeficientes de Gauss de IGRF-11S y IGRF-11 de 1900 a 2010, cada 5 años, junto con la banda de error (nivel de confianza al
~65%). Adaptada de Campuzano et al. (2015).
rms (%)
ADMS 0.7 ± 0.2
DMS 0.8 ± 0.1
6.4. ¿Cuál es la mejor estrategia para investigar la evolución del momento dipolar?
A partir de los estudios realizados podemos concluir que el momento dipolar (y su variación temporal) obtenido a partir del modelado del campo geomagnético refleja más fielmente el momento dipolar teórico que el estimado a partir del esquema de pesado regional. Esta última aproximación, que ha sido la más ampliamente
108 utilizada en la literatura, produce variaciones artificiales del momento dipolar para ventanas temporales estrechas debido a la mala distribución espaciotemporal de la base de datos paleomagnéticos
Hay que tener en cuenta, además, que este análisis ha sido desarrollado usando datos sintéticos, es decir, hemos considerado el mejor escenario posible, aunque también hay que destacar que se han perturbado dichos datos haciéndolos más realistas. Y más importante aún, en este último caso, la cantidad de información paleomagnética disponible se ha incrementado incluyendo las declinaciones, no consideradas en la sección previa. A partir de este análisis se podría concluir que cuando la información direccional esté disponible, el mejor método para calcular el momento dipolar es a partir del modelado global.
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