El paleomagnetismo (a veces llamado paleomagnetismo ) es el estudio de los campos magnéticos de la Tierra prehistórica registrados en rocas, sedimentos o materiales arqueológicos. Los geofísicos que se especializan en paleomagnetismo se denominan paleomagnetistas.
Ciertos minerales magnéticos en las rocas pueden registrar la dirección e intensidad del campo magnético de la Tierra en el momento de su formación. Este registro proporciona información sobre el comportamiento pasado del campo geomagnético y la ubicación pasada de las placas tectónicas . El registro de las inversiones geomagnéticas preservadas en secuencias de rocas volcánicas y sedimentarias ( magnetoestratigrafía ) proporciona una escala de tiempo que se utiliza como herramienta geocronológica .
La evidencia del paleomagnetismo condujo al resurgimiento de la hipótesis de la deriva continental y su transformación en la teoría moderna de la tectónica de placas. Las aparentes trayectorias de desplazamiento polar proporcionaron la primera evidencia geofísica clara de la deriva continental, mientras que las anomalías magnéticas marinas hicieron lo mismo con la expansión del fondo marino . Los datos paleomagnéticos continúan ampliando la historia de la tectónica de placas en el tiempo, restringiendo la posición y el movimiento antiguos de los continentes y los fragmentos continentales ( terranes ).
El campo del paleomagnetismo también abarca mediciones equivalentes de muestras de otros cuerpos del Sistema Solar, como rocas lunares y meteoritos , donde se utiliza para investigar los antiguos campos magnéticos de esos cuerpos y la teoría del dinamo . El paleomagnetismo se basa en los avances en el magnetismo de las rocas y se superpone con el biomagnetismo , los tejidos magnéticos (utilizados como indicadores de tensión en rocas y suelos) y el magnetismo ambiental .
Ya en el siglo XVIII se observó que las agujas de las brújulas se desviaban cerca de afloramientos fuertemente magnetizados . En 1797, Alexander von Humboldt atribuyó esta magnetización a los rayos (y los rayos a menudo magnetizan las rocas de la superficie). [2] [3] [4] Los estudios del siglo XIX sobre la dirección de la magnetización en las rocas mostraron que algunas lavas recientes estaban magnetizadas en paralelo al campo magnético de la Tierra . A principios del siglo XX, el trabajo de David, Bernard Brunhes y Paul Louis Mercanton mostró que muchas rocas estaban magnetizadas antiparalelamente al campo. El geofísico japonés Motonori Matuyama demostró a fines de la década de 1920 que el campo magnético de la Tierra se invirtió a mediados del Cuaternario , una inversión ahora conocida como la inversión Brunhes-Matuyama . [5] [3]
El físico británico PMS Blackett dio un gran impulso al paleomagnetismo al inventar un magnetómetro astático sensible en 1956. Su intención era probar su teoría de que el campo geomagnético estaba relacionado con la rotación de la Tierra , una teoría que finalmente rechazó; pero el magnetómetro astático se convirtió en la herramienta básica del paleomagnetismo y condujo a un renacimiento de la teoría de la deriva continental.
Alfred Wegener propuso por primera vez en 1915 que los continentes habían estado unidos y luego se habían separado. [6] [7] Aunque produjo una gran cantidad de evidencia circunstancial, su teoría tuvo poca aceptación por dos razones: (1) no se conocía ningún mecanismo para la deriva continental y (2) no había forma de reconstruir los movimientos de los continentes a lo largo del tiempo. Keith Runcorn [8] y Edward A. Irving [9] construyeron trayectorias aparentes de deriva polar para Europa y América del Norte. Estas curvas divergían, pero podían conciliarse si se asumía que los continentes habían estado en contacto hasta hace 200 millones de años. Esto proporcionó la primera evidencia geofísica clara de la deriva continental. Luego, en 1963, Morley, Vine y Matthews demostraron que las anomalías magnéticas marinas proporcionaban evidencia de la expansión del fondo marino .
El paleomagnetismo se estudia en varias escalas:
El estudio del paleomagnetismo es posible porque los minerales que contienen hierro, como la magnetita, pueden registrar la polaridad pasada del campo magnético de la Tierra. Las firmas magnéticas en las rocas pueden registrarse mediante varios mecanismos diferentes.
Los minerales de óxido de hierro y titanio presentes en el basalto y otras rocas ígneas pueden conservar la dirección del campo magnético de la Tierra cuando las rocas se enfrían hasta alcanzar las temperaturas de Curie de esos minerales. La temperatura de Curie de la magnetita, un óxido de hierro del grupo de las espinelas , es de unos 580 °C (1076 °F), mientras que la mayoría del basalto y el gabro se cristalizan completamente a temperaturas inferiores a los 900 °C (1650 °F). Por lo tanto, los granos minerales no se rotan físicamente para alinearse con el campo magnético de la Tierra, sino que pueden registrar la orientación de ese campo. El registro así preservado se denomina magnetización termorremanente (TRM).
Dado que pueden producirse reacciones de oxidación complejas a medida que las rocas ígneas se enfrían después de la cristalización, las orientaciones del campo magnético de la Tierra no siempre se registran con precisión, ni tampoco se mantiene necesariamente el registro. No obstante, el registro se ha conservado lo suficientemente bien en basaltos de corteza oceánica como para haber sido fundamental en el desarrollo de teorías sobre la expansión del fondo marino relacionadas con la tectónica de placas.
La TRM también se puede registrar en hornos de cerámica , hogares y edificios de adobe quemado. La disciplina basada en el estudio de la magnetización termorremanente en materiales arqueológicos se denomina datación arqueomagnética . [10] Aunque el pueblo maorí de Nueva Zelanda no fabrica cerámica, sus hornos de vapor de 700 a 800 años de antigüedad, o hāngī , proporcionan material arqueomagnético adecuado. [11]
En un proceso completamente diferente, 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 . Si la magnetización se adquiere a medida que se depositan los granos, el resultado es una magnetización remanente detrítica deposicional; si se adquiere poco después de la deposición, es una magnetización remanente detrítica postdeposicional. [12]
En un tercer proceso, los granos magnéticos crecen durante las reacciones químicas y registran la dirección del campo magnético en el momento de su formación. Se dice que el campo se registra mediante magnetización química remanente (CRM). Una forma común es la que tiene el mineral hematita , otro óxido de hierro . La hematita se forma a través de reacciones de oxidación química de otros minerales en la roca, incluida la magnetita. Los lechos rojos , rocas sedimentarias clásticas (como las areniscas ) son rojas debido a la hematita que se formó durante la diagénesis sedimentaria . Las firmas CRM en los lechos rojos pueden ser bastante útiles y son objetivos comunes en los estudios de magnetoestratigrafía. [13]
La remanencia que se adquiere a una temperatura fija se denomina magnetización remanente isotérmica (IRM). La remanencia de este tipo no es útil para el paleomagnetismo, pero puede adquirirse como resultado de la caída de rayos. La magnetización remanente inducida por rayos se puede distinguir por su alta intensidad y rápida variación de dirección en escalas de centímetros. [14] [13]
El campo magnético del tubo de acero que lo recubre suele inducir la IRM en los núcleos de perforación . Este contaminante suele estar en paralelo al tubo y la mayor parte se puede eliminar calentándolo hasta unos 400 °C o desmagnetizándolo en un pequeño campo alterno. En el laboratorio, la IRM se induce aplicando campos de distintas intensidades y se utiliza para muchos fines en el magnetismo de rocas .
La magnetización remanente viscosa es la remanencia que adquieren los materiales ferromagnéticos bajo la influencia de un campo magnético durante un tiempo. En las rocas, esta remanencia suele estar alineada en la dirección del campo geomagnético actual. La fracción de la magnetización total de una roca que es una magnetización remanente viscosa depende de la mineralogía magnética.
Las rocas más antiguas del fondo del océano tienen 200 Ma: muy jóvenes en comparación con las rocas continentales más antiguas, que datan de hace 3,8 Ga. Para recopilar datos paleomagnéticos que datan de más de 200 Ma, los científicos recurren a muestras que contienen magnetita en la tierra para reconstruir la orientación del campo magnético de la Tierra en el pasado. Los paleomagnetistas, como muchos geólogos, gravitan hacia los afloramientos porque las capas de roca están expuestas. Los cortes de carreteras son una fuente conveniente de afloramientos artificiales.
El muestreo tiene dos objetivos principales:
Una forma de lograr el primer objetivo es utilizar un taladro para extraer núcleos de roca que tenga una barrena con puntas de diamante. El taladro corta un espacio cilíndrico alrededor de una roca. En este espacio se inserta un tubo con una brújula y un inclinómetro adjuntos. Estos proporcionan las orientaciones. Antes de retirar este dispositivo, se raya una marca en la muestra. Después de que la muestra se rompe, la marca se puede aumentar para mayor claridad. [16]
La evidencia paleomagnética de las inversiones y de los datos de desplazamiento polar fue fundamental para verificar las teorías de la deriva continental y la tectónica de placas en los años 1960 y 1970. Algunas aplicaciones de la evidencia paleomagnética para reconstruir las historias de los terrenos han seguido suscitando controversias. La evidencia paleomagnética también se utiliza para limitar las posibles edades de las rocas y los procesos y en las reconstrucciones de las historias de deformación de partes de la corteza. [4]
La magnetoestratigrafía de inversión se utiliza a menudo para estimar la edad de los yacimientos que contienen fósiles y restos de homínidos . [17] Por el contrario, para un fósil de edad conocida, los datos paleomagnéticos pueden fijar la latitud en la que se depositó el fósil. Dicha paleolatitud proporciona información sobre el entorno geológico en el momento de la deposición. Los estudios paleomagnéticos se combinan con métodos geocronológicos para determinar las edades absolutas de las rocas en las que se conserva el registro magnético. Para rocas ígneas como el basalto , los métodos comúnmente utilizados incluyen la geocronología potasio-argón y argón-argón .
