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El magnetismo de rocas es el estudio de las propiedades magnéticas de las rocas , sedimentos y suelos . El campo surgió de la necesidad del paleomagnetismo de comprender cómo las rocas registran el campo magnético de la Tierra. Esta remanencia es transportada por minerales, particularmente ciertos minerales fuertemente magnéticos como la magnetita (la principal fuente de magnetismo en la piedra imán ). Una comprensión de la remanencia ayuda a los paleomagnetistas a desarrollar métodos para medir el campo magnético antiguo y corregir efectos como la compactación de sedimentos y el metamorfismo . Los métodos magnéticos de rocas se utilizan para obtener una imagen más detallada de la fuente del patrón de rayas distintivo en las anomalías magnéticas marinas que proporciona información importante sobre la tectónica de placas . También se utilizan para interpretar anomalías magnéticas terrestres en estudios magnéticos , así como el fuerte magnetismo de la corteza en Marte .
Los minerales fuertemente magnéticos tienen propiedades que dependen del tamaño, la forma, la estructura de los defectos y la concentración de los minerales en una roca. El magnetismo de rocas proporciona métodos no destructivos para analizar estos minerales, como mediciones de histéresis magnética , mediciones de remanencia dependientes de la temperatura, espectroscopia Mössbauer , resonancia ferromagnética , etc. Con estos métodos, los magnetistas de rocas pueden medir los efectos del cambio climático pasado y los impactos humanos en la mineralogía (ver magnetismo ambiental ). En los sedimentos, gran parte de la remanencia magnética es transportada por minerales que fueron creados por bacterias magnetotácticas , por lo que los magnetistas de rocas han hecho contribuciones significativas al biomagnetismo .
Hasta el siglo XX, el estudio del campo terrestre ( geomagnetismo y paleomagnetismo ) y de los materiales magnéticos (especialmente el ferromagnetismo ) se desarrollaron por separado.
El magnetismo de rocas comenzó cuando los científicos unieron estos dos campos en el laboratorio. [1] Koenigsberger (1938), Thellier (1938) y Nagata (1943) investigaron el origen de la remanencia en rocas ígneas . [1] Al calentar rocas y materiales arqueológicos a altas temperaturas en un campo magnético, dieron a los materiales una magnetización termorremanente (TRM), e investigaron las propiedades de esta magnetización. Thellier desarrolló una serie de condiciones (las leyes de Thellier) que, si se cumplían, permitirían determinar la intensidad del campo magnético antiguo mediante el método Thellier-Thellier. En 1949, Louis Néel desarrolló una teoría que explicaba estas observaciones, demostró que las leyes de Thellier se cumplían con ciertos tipos de imanes de dominio único e introdujo el concepto de bloqueo de la TRM. [2]
Cuando los trabajos paleomagnéticos de los años 1950 dieron apoyo a la teoría de la deriva continental , [3] [4] los escépticos se apresuraron a cuestionar si las rocas podían tener una remanencia estable durante eras geológicas. [5] Los magnetistas de rocas pudieron demostrar que las rocas podían tener más de un componente de remanencia, algunos blandos (fácilmente eliminables) y otros muy estables. Para llegar a la parte estable, recurrieron a la "limpieza" de las muestras calentándolas o exponiéndolas a un campo alterno. Sin embargo, acontecimientos posteriores, en particular el reconocimiento de que muchas rocas de América del Norte habían sido remagnetizadas de forma generalizada en el Paleozoico , [6] demostraron que un solo paso de limpieza era inadecuado, y los paleomagnetistas comenzaron a utilizar rutinariamente la desmagnetización por pasos para eliminar la remanencia en pequeños trozos.
La contribución de un mineral al magnetismo total de una roca depende en gran medida del tipo de orden o desorden magnético. Los minerales magnéticamente desordenados ( diamagnéticos y paramagnéticos ) contribuyen con un magnetismo débil y no tienen remanencia . Los minerales más importantes para el magnetismo de las rocas son los minerales que pueden ordenarse magnéticamente, al menos a algunas temperaturas. Estos son los ferroimanes , los ferroimanes y ciertos tipos de antiferroimanes . Estos minerales tienen una respuesta mucho más fuerte al campo y pueden tener una remanencia .
El diamagnetismo es una respuesta magnética compartida por todas las sustancias. En respuesta a un campo magnético aplicado, los electrones precesan (ver precesión de Larmor ) y, por la ley de Lenz, actúan para proteger el interior de un cuerpo del campo magnético . Por lo tanto, el momento producido es en dirección opuesta al campo y la susceptibilidad es negativa. Este efecto es débil pero independiente de la temperatura. Una sustancia cuya única respuesta magnética es el diamagnetismo se llama diaimán.
El paramagnetismo es una respuesta positiva débil a un campo magnético debido a la rotación de los espines de los electrones . El paramagnetismo se produce en ciertos tipos de minerales que contienen hierro porque el hierro contiene un electrón desapareado en una de sus capas (ver las reglas de Hund ). Algunos son paramagnéticos hasta el cero absoluto y su susceptibilidad es inversamente proporcional a la temperatura (ver la ley de Curie ); otros están ordenados magnéticamente por debajo de una temperatura crítica y la susceptibilidad aumenta a medida que se acerca a esa temperatura (ver la ley de Curie-Weiss ).
En conjunto, los materiales fuertemente magnéticos suelen denominarse ferroimanes . Sin embargo, este magnetismo puede surgir como resultado de más de un tipo de orden magnético. En sentido estricto, el ferromagnetismo se refiere al ordenamiento magnético donde los espines de los electrones vecinos están alineados por la interacción de intercambio . El ferroimán clásico es el hierro . Por debajo de una temperatura crítica llamada temperatura de Curie , los ferroimanes tienen una magnetización espontánea y hay histéresis en su respuesta a un campo magnético cambiante. Lo más importante para el magnetismo de las rocas es que tienen remanencia , por lo que pueden registrar el campo de la Tierra.
El hierro no se encuentra ampliamente presente en su forma pura. Generalmente se incorpora en óxidos de hierro , oxihidróxidos y sulfuros . En estos compuestos, los átomos de hierro no están lo suficientemente cerca para el intercambio directo, por lo que se acoplan mediante intercambio indirecto o superintercambio. El resultado es que la red cristalina se divide en dos o más subredes con diferentes momentos. [1]
Los ferriimanes tienen dos subredes con momentos opuestos. Una subred tiene un momento mayor, por lo que existe un desequilibrio neto. La magnetita , el más importante de los minerales magnéticos, es un ferrimagneto. Los ferriimanes a menudo se comportan como ferroimanes , pero la dependencia de la temperatura de su magnetización espontánea puede ser bastante diferente. Louis Néel identificó cuatro tipos de dependencia de la temperatura, uno de los cuales implica una inversión de la magnetización. Este fenómeno jugó un papel en las controversias sobre las anomalías magnéticas marinas .
Los antiferroimanes , al igual que los ferriimanes, tienen dos subredes con momentos opuestos, pero ahora los momentos son iguales en magnitud. Si los momentos son exactamente opuestos, el imán no tiene remanencia . Sin embargo, los momentos pueden inclinarse ( inclinación de espín ), lo que da como resultado un momento casi en ángulo recto con los momentos de las subredes. La hematita tiene este tipo de magnetismo.
La remanencia magnética se suele identificar con un tipo particular de remanencia que se obtiene tras exponer un imán a un campo a temperatura ambiente. Sin embargo, el campo de la Tierra no es grande, y este tipo de remanencia sería débil y fácilmente sobreescrita por campos posteriores. Una parte central del magnetismo de rocas es el estudio de la remanencia magnética, tanto como magnetización remanente natural (NRM) en rocas obtenidas del campo como remanencia inducida en el laboratorio. A continuación se enumeran las remanencias naturales importantes y algunos tipos inducidos artificialmente.
Cuando una roca ígnea se enfría, adquiere una magnetización termorremanente (TRM) del campo de la Tierra. La TRM puede ser mucho mayor de lo que sería si se expusiera al mismo campo a temperatura ambiente (ver remanencia isotérmica ). Esta remanencia también puede ser muy estable, y durar sin cambios significativos durante millones de años. La TRM es la razón principal por la que los paleomagnetistas pueden deducir la dirección y la magnitud del antiguo campo de la Tierra. [7]
Si una roca se vuelve a calentar posteriormente (como resultado de un enterramiento, por ejemplo), parte o la totalidad de la TRM puede ser reemplazada por una nueva remanencia. Si es solo una parte de la remanencia, se conoce como magnetización termorremanente parcial (pTRM) . Debido a que se han realizado numerosos experimentos que modelan diferentes formas de adquirir remanencia, pTRM puede tener otros significados. Por ejemplo, también se puede adquirir en el laboratorio enfriando en campo cero a una temperatura (por debajo de la temperatura de Curie ), aplicando un campo magnético y enfriando a una temperatura , y luego enfriando el resto del camino a temperatura ambiente en campo cero.
El modelo estándar para TRM es el siguiente. Cuando un mineral como la magnetita se enfría por debajo de la temperatura de Curie , se vuelve ferromagnético pero no es inmediatamente capaz de llevar una remanencia. En cambio, es superparamagnético , respondiendo reversiblemente a los cambios en el campo magnético. Para que la remanencia sea posible, debe haber una anisotropía magnética lo suficientemente fuerte como para mantener la magnetización cerca de un estado estable; de lo contrario, las fluctuaciones térmicas hacen que el momento magnético se desvíe aleatoriamente. A medida que la roca continúa enfriándose, hay una temperatura crítica en la que la anisotropía magnética se vuelve lo suficientemente grande como para evitar que el momento se desvíe: esta temperatura se llama temperatura de bloqueo y se hace referencia a ella con el símbolo . La magnetización permanece en el mismo estado a medida que la roca se enfría a temperatura ambiente y se convierte en una magnetización termorremanente.
Los granos magnéticos pueden precipitarse a partir de una solución circulante o formarse durante reacciones químicas, y pueden registrar la dirección del campo magnético en el momento de la formación del mineral. Se dice que el campo se registra mediante magnetización química remanente (CRM) . El mineral que registra el campo comúnmente es la hematita, otro óxido de hierro. Los lechos rojos, rocas sedimentarias clásticas (como las areniscas) que son rojas principalmente debido a la formación de hematita durante o después de la diagénesis sedimentaria, pueden tener firmas CRM útiles, y la magnetoestratigrafía puede basarse en dichas firmas.
Los granos magnéticos en los sedimentos pueden alinearse con el campo magnético durante o poco después de la deposición; esto se conoce como magnetización remanente detrítica (DRM). Si la magnetización se adquiere a medida que se depositan los granos, el resultado es una magnetización remanente detrítica deposicional (dDRM); si se adquiere poco después de la deposición, es una magnetización remanente detrítica postdeposicional (pDRM) .
La magnetización remanente viscosa (VRM) , también conocida como magnetización viscosa, es la remanencia que adquieren los minerales ferromagnéticos al permanecer en un campo magnético durante un tiempo. La magnetización remanente natural de una roca ígnea puede verse alterada por este proceso. Para eliminar este componente, se debe utilizar alguna forma de desmagnetización gradual. [1]
"Cuando hice por última vez un experimento magnético (alrededor de 1909) nos advirtieron que no se debía manipular descuidadamente los imanes permanentes, ya que el magnetismo podía cambiar sin mucha negligencia. Para estudiar el magnetismo de las rocas, hay que romper la muestra con un martillo geológico y luego llevarla al laboratorio. Se supone que en el proceso su magnetismo no cambia en ningún grado importante, y aunque a menudo he preguntado cómo es que esto sucede, nunca he recibido respuesta alguna. Jeffreys 1959, p. 371
