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El magnetismo de rocas es el estudio de las propiedades magnéticas de 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 ). La comprensión de la remanencia ayuda a los paleomagnetistas a desarrollar métodos para medir el antiguo campo magnético y corregir efectos como la compactación de sedimentos y el metamorfismo . Los métodos magnéticos de rocas se utilizan para obtener una imagen más detallada del origen 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 terrestre de 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 dependiente de la temperatura, espectroscopia de Mössbauer , resonancia ferromagnética , etc. Con tales 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 importantes contribuciones al biomagnetismo .
Hasta el siglo XX, el estudio del campo terrestre ( geomagnetismo y paleomagnetismo ) y de los materiales magnéticos (especialmente ferromagnetismo ) se desarrolló por separado.
El magnetismo de las rocas tuvo su origen 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, de cumplirse, permitirían determinar la intensidad del antiguo campo magnético mediante el método Thellier-Thellier. En 1949, Louis Néel desarrolló una teoría que explicaba estas observaciones, demostró que ciertas clases de imanes de dominio único cumplían las leyes de Thellier e introdujo el concepto de bloqueo de TRM. [2]
Cuando el trabajo paleomagnético en la década de 1950 apoyó la teoría de la deriva continental , [3] [4] los escépticos se apresuraron a cuestionar si las rocas podrían tener una remanencia estable durante edades geológicas. [5] Los magnetistas de rocas pudieron demostrar que las rocas podrían tener más de un componente de remanencia, algunos blandos (fáciles de eliminar) y otros muy estables. Para llegar a la parte estable, empezaron a "limpiar" 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 manera generalizada en el Paleozoico , [6] mostraron que un solo paso de limpieza era inadecuado, y los paleomagnetistas comenzaron a utilizar rutinariamente la desmagnetización gradual para eliminar la remanencia en pequeños fragmentos.
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 ( diamagnetos y paramagnetos ) aportan 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 ferromagnetos , ferrimagnetos y ciertos tipos de antiferromagnetos . Estos minerales tienen una respuesta mucho más fuerte al campo y pueden tener 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, según la ley de Lenz, actúan para proteger el interior de un cuerpo del campo magnético . Así, 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 diamagneto.
El paramagnetismo es una respuesta positiva débil a un campo magnético debido a la rotación de los espines de los electrones . El paramagnetismo ocurre 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 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 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 en el que los espines de los electrones vecinos se alinean mediante 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 terrestre.
El hierro no se encuentra ampliamente en su forma pura. Suele incorporarse a los óxidos , oxihidróxidos y sulfuros de hierro . 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 momentos diferentes. [1]
Ferrimagnets have two sublattices with opposing moments. One sublattice has a larger moment, so there is a net unbalance. Magnetite, the most important of the magnetic minerals, is a ferrimagnet. Ferrimagnets often behave like ferromagnets, but the temperature dependence of their spontaneous magnetization can be quite different. Louis Néel identified four types of temperature dependence, one of which involves a reversal of the magnetization. This phenomenon played a role in controversies over marine magnetic anomalies.
Antiferromagnets, like ferrimagnets, have two sublattices with opposing moments, but now the moments are equal in magnitude. If the moments are exactly opposed, the magnet has no remanence. However, the moments can be tilted (spin canting), resulting in a moment nearly at right angles to the moments of the sublattices. Hematite has this kind of magnetism.
Magnetic remanence is often identified with a particular kind of remanence that is obtained after exposing a magnet to a field at room temperature. However, the Earth's field is not large, and this kind of remanence would be weak and easily overwritten by later fields. A central part of rock magnetism is the study of magnetic remanence, both as natural remanent magnetization (NRM) in rocks obtained from the field and remanence induced in the laboratory. Below are listed the important natural remanences and some artificially induced kinds.
When an igneous rock cools, it acquires a thermoremanent magnetization (TRM) from the Earth's field. TRM can be much larger than it would be if exposed to the same field at room temperature (see isothermal remanence). This remanence can also be very stable, lasting without significant change for millions of years. TRM is the main reason that paleomagnetists are able to deduce the direction and magnitude of the ancient Earth's field.[7]
Si posteriormente una roca se recalienta (como resultado de un entierro, por ejemplo), parte o la totalidad de la TRM puede ser reemplazada por una nueva remanencia. Si es sólo una parte de la remanencia se le conoce como magnetización termorremanente parcial (pTRM) . Debido a que se han realizado numerosos experimentos modelando 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 , luego enfriando el resto del camino hasta 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 portar remanencia. En cambio, es superparamagnético y responde de manera reversible 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 varíe 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 mientras la roca se enfría a temperatura ambiente y se convierte en una magnetización termoremanente.
Los granos magnéticos pueden precipitar de una solución en circulación 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 hematita, otro óxido de hierro. Los lechos rojos, rocas sedimentarias clásticas (como 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, se trata de una magnetización remanente detrítica posdeposicional (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 algún tiempo. Este proceso puede alterar la magnetización remanente natural de una roca ígnea . Para eliminar este componente, se debe utilizar alguna forma de desmagnetización gradual. [1]
"La última vez que hice un experimento magnético (alrededor de 1909) se nos advirtió contra el manejo descuidado de los imanes permanentes, y el magnetismo podía cambiar sin mucho descuido. Al estudiar el magnetismo de las rocas, la muestra debe romperse con un martillo geológico. y luego llevado al laboratorio. Se supone que en el proceso su magnetismo no cambia en ningún grado importante, y aunque a menudo he preguntado cómo llega a ser así, nunca he recibido ninguna respuesta. Jeffreys 1959, p.
