La magnetoestratigrafía es una técnica de correlación geofísica utilizada para datar secuencias sedimentarias y volcánicas . El método funciona recogiendo muestras orientadas a intervalos medidos a lo largo de la sección. Las muestras se analizan para determinar su característica magnetización remanente (ChRM), es decir, la polaridad del campo magnético de la Tierra en el momento en que se depositó un estrato . Esto es posible porque los flujos volcánicos adquieren una magnetización termoremanente y los sedimentos adquieren una magnetización remanente deposicional , los cuales reflejan la dirección del campo terrestre en el momento de su formación. Esta técnica se utiliza normalmente para datar secuencias que generalmente carecen de fósiles o rocas ígneas intercaladas. Es particularmente útil en la correlación de alta resolución de la estratigrafía marina profunda, donde permitió la validación de la hipótesis Vine-Matthews-Morley relacionada con la teoría de la tectónica de placas .
Cuando las propiedades magnéticas mensurables de las rocas varían estratigráficamente, pueden ser la base para tipos de unidades estratigráficas relacionadas pero diferentes, conocidas colectivamente como unidades magnetoestratigráficas (magnetozonas) . [1] La propiedad magnética más útil en trabajos estratigráficos es el cambio en la dirección de la magnetización remanente de las rocas, provocado por inversiones en la polaridad del campo magnético terrestre . La dirección de la polaridad magnética remanente registrada en la secuencia estratigráfica puede usarse como base para la subdivisión de la secuencia en unidades caracterizadas por su polaridad magnética. Estas unidades se denominan "unidades de polaridad magnetoestratigráfica" o crones. [2]
Si el antiguo campo magnético estaba orientado de manera similar al campo actual ( polo norte magnético cerca del polo norte geográfico ), los estratos conservan una polaridad normal. Si los datos indican que el Polo Norte Magnético estaba cerca del Polo Sur Geográfico , los estratos exhiben polaridad invertida.
Un cron de polaridad , o en contexto cron , [4] es el intervalo de tiempo entre las inversiones de polaridad del campo magnético de la Tierra . [5] Es el intervalo de tiempo representado por una unidad de polaridad magnetoestratigráfica. Representa un cierto período de la historia geológica en el que el campo magnético de la Tierra se encontraba predominantemente en una posición "normal" o "invertida". Los cronos están numerados en orden comenzando desde hoy y aumentando en número hacia el pasado. Además de un número, cada cron se divide en dos partes, denominadas "n" y "r", lo que muestra la posición de la polaridad del campo. Los cronómetros también se denominan mediante una letra mayúscula de una secuencia de referencia como "C". Un cron es el tiempo equivalente a una cronozona o una zona de polaridad.
Se le denominó "subcrono de polaridad" cuando el intervalo tiene una duración inferior a 200.000 años, [5] aunque el término fue redefinido en 2020 a una duración aproximada de entre 10.000 a 100.000 años y cron de polaridad para una duración aproximada de entre 100.000 años y un millón. años. [6] Otros términos utilizados son Megachron con una duración de entre 10,8 y 10,9 años , Superchron con una duración de entre 10,7 y 10,8 años y Crytochron con una duración inferior a 3×10 4 años. [6]
La nomenclatura para la sucesión de intervalos de polaridad, especialmente cuando los cambios son de corta duración o no universales (el campo magnético de la Tierra es complejo), es un desafío, ya que cada nuevo descubrimiento debe insertarse (o, si no se valida, eliminarse). Las dos secuencias estandarizadas de anomalías magnéticas marinas son la "secuencia C" y la "secuencia M" y abarcan desde el Jurásico Medio hasta la fecha. [7] En consecuencia, la serie principal de cronos de polaridad C se extiende hacia atrás desde el actual C1n, comúnmente denominado Brunhes, con la transición más reciente en C1r, comúnmente denominado Matuyama, en 0,773 Ma , que es la inversión Brunhes-Matuyama . La secuencia C (para Cenozoico) termina en el Supercrono Normal del Cretácico denominado C34n que en la calibración de edad ocurrió en 120.964 Ma y duró hasta Cron C33r en 83.650 Ma que definió la edad geológica santoniana . [8] La serie M se define desde M0, con etiqueta completa M0r, en 121.400 Ma, que es el comienzo del Aptiano hasta M44n.2r que es anterior a 171.533 Ma en el Aaleniano . [9]
Las subdivisiones en las secuencias también tienen una nomenclatura específica, por lo que C8n.2n es el segundo subcrono de polaridad normal más antiguo que comprende el Chron C8n de polaridad normal y el criptocrono más joven, el criptocrono Emperador, se denomina C1n-1. [10] Ciertos términos en la literatura, como M-1r para describir una breve reversión postulada en aproximadamente 118 Ma, son provisionales. [9]
Las muestras paleomagnéticas orientadas se recolectan en el campo utilizando un taladro de roca o como muestras manuales (trozos desprendidos de la superficie de la roca). Para promediar los errores de muestreo, se toma un mínimo de tres muestras de cada sitio de muestreo. [11] El espaciamiento de los sitios de muestra dentro de una sección estratigráfica depende de la tasa de deposición y la edad de la sección. En las capas sedimentarias, las litologías preferidas son las lutitas , las arcillas y las limolitas de grano muy fino porque los granos magnéticos son más finos y es más probable que se orienten con el campo ambiental durante la deposición. [2]
Primero se analizan las muestras en su estado natural para obtener su magnetización remanente natural (NRM). Luego, el NRM se retira paso a paso utilizando técnicas de desmagnetización térmica o de campo alterno para revelar el componente magnético estable.
Luego se comparan las orientaciones magnéticas de todas las muestras de un sitio y se determina su polaridad magnética promedio con estadísticas direccionales , más comúnmente estadísticas de Fisher o bootstrapping . [11] Se evalúa la significancia estadística de cada promedio. Las latitudes de los polos geomagnéticos virtuales de aquellos sitios determinados como estadísticamente significativos se trazan en función del nivel estratigráfico en el que fueron recopilados. Estos datos luego se resumen en las columnas magnetoestratigráficas estándar en blanco y negro en las que el negro indica polaridad normal y el blanco es polaridad invertida.
Debido a que la polaridad de un estrato sólo puede ser normal o invertida, las variaciones en la velocidad a la que se acumula el sedimento pueden hacer que el espesor de una zona de polaridad determinada varíe de un área a otra. Esto presenta el problema de cómo correlacionar zonas de polaridades similares entre diferentes secciones estratigráficas. Para evitar confusiones , es necesario recopilar al menos una edad isotópica de cada sección. En los sedimentos, esto suele obtenerse de capas de ceniza volcánica . De lo contrario, se puede vincular una polaridad a un evento bioestratigráfico que se ha correlacionado en otros lugares con edades isotópicas. Con la ayuda de la edad o edades isotópicas independientes, la columna magnetoestratigráfica local se correlaciona con la Escala de Tiempo de Polaridad Magnética Global (GMPTS). [1]
Debido a que la edad de cada inversión mostrada en el GMPTS es relativamente bien conocida, la correlación establece numerosas líneas de tiempo a través de la sección estratigráfica. Estas edades proporcionan fechas relativamente precisas para características de las rocas como fósiles , cambios en la composición de las rocas sedimentarias, cambios en el ambiente de depósito, etc. También limitan las edades de características transversales como fallas , diques y discordancias .
Quizás la aplicación más poderosa de estos datos sea determinar la velocidad a la que se acumuló el sedimento. Esto se logra trazando la edad de cada inversión (en millones de años atrás) frente al nivel estratigráfico en el que se encuentra la inversión (en metros). Esto proporciona la tasa en metros por millón de años, que normalmente se reescribe en términos de milímetros por año (que es lo mismo que kilómetros por millón de años). [2]
Estos datos también se utilizan para modelar las tasas de hundimiento de cuencas . Conocer la profundidad de una roca generadora de hidrocarburos debajo de los estratos de relleno de la cuenca permite calcular la edad a la que la roca generadora pasó a través de la ventana de generación y comenzó la migración de hidrocarburos. Debido a que las edades de las estructuras de atrapamiento transversales generalmente pueden determinarse a partir de datos magnetoestratigráficos, una comparación de estas edades ayudará a los geólogos de yacimientos a determinar si es probable o no que exista un play en una trampa determinada. [12]
Los cambios en la tasa de sedimentación revelados por la magnetoestratigrafía a menudo están relacionados con factores climáticos o con desarrollos tectónicos en cadenas montañosas cercanas o distantes. A menudo se pueden encontrar pruebas que refuercen esta interpretación buscando cambios sutiles en la composición de las rocas de la sección. Para este tipo de interpretación se suelen utilizar cambios en la composición de la arenisca.
La secuencia fluvial de Siwalik (~6000 m de espesor, ~20 a 0,5 Ma) representa un buen ejemplo de aplicación de la magnetoestratigrafía para resolver la confusión en los registros fósiles continentales. [13]