El paleomagnetismo (ocasionalmente paleomagnetismo ) es el estudio de los campos magnéticos de la Tierra prehistóricos registrados en rocas, sedimentos o materiales arqueológicos. Los geofísicos que se especializan en paleomagnetismo se llaman paleomagnetistas.
Ciertos minerales magnéticos en las rocas pueden registrar la dirección y la intensidad del campo magnético de la Tierra en el momento en que se formaron. Este registro proporciona información sobre el comportamiento pasado del campo geomagnético y la ubicación pasada de las placas tectónicas . El registro de inversiones geomagnéticas conservadas en secuencias de rocas volcánicas y sedimentarias ( magnetoestratigrafía ) proporciona una escala de tiempo que se utiliza como herramienta geocronológica .
La evidencia del paleomagnetismo llevó al resurgimiento de la hipótesis de la deriva continental y su transformación en la teoría moderna de la tectónica de placas. Las aparentes trayectorias polares 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 extendiendo la historia de la tectónica de placas hacia atrás en el tiempo, limitando la posición y el movimiento antiguos de continentes y fragmentos continentales ( terrenos ).
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 de la dinamo . El paleomagnetismo se basa en 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 superficiales). [2] [3] [4] Los estudios del siglo XIX sobre la dirección de 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 demostró que muchas rocas estaban magnetizadas en sentido antiparalelo al campo. El geofísico japonés Motonori Matuyama demostró a finales de la década de 1920 que el campo magnético de la Tierra se invirtió a mediados del Cuaternario , una inversión ahora conocida como 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 , teoría que finalmente rechazó; pero el magnetómetro astático se convirtió en la herramienta básica del paleomagnetismo y propició un resurgimiento de la teoría de la deriva continental.
Alfred Wegener propuso por primera vez en 1915 que los continentes alguna vez estuvieron unidos y luego se separaron. [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 manera de reconstruir los movimientos del continentes a lo largo del tiempo. Keith Runcorn [8] y Edward A. Irving [9] construyeron rutas polares aparentes para Europa y América del Norte. Estas curvas divergían, pero podrían conciliarse si se supusiera que los continentes habían estado en contacto hace hasta 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 en el basalto y otras rocas ígneas pueden preservar la dirección del campo magnético de la Tierra cuando las rocas se enfrían a través de las temperaturas Curie de esos minerales. La temperatura Curie de la magnetita, un óxido de hierro del grupo de la espinela , es de aproximadamente 580 °C, mientras que la mayor parte del basalto y el gabro se cristalizan completamente a temperaturas inferiores a 900 °C. Por lo tanto, los granos minerales no giran físicamente para alinearse con el campo magnético de la Tierra, sino que pueden registrar la orientación de ese campo. El registro así conservado se denomina magnetización termorremanente (TRM).
Debido a que pueden ocurrir reacciones de oxidación complejas cuando las rocas ígneas se enfrían después de la cristalización, las orientaciones del campo magnético de la Tierra no siempre se registran con precisión, ni necesariamente se mantiene el registro. No obstante, el registro se ha conservado lo suficientemente bien en basaltos de la 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 alfarería , hogares y edificios de adobe quemados. La disciplina basada en el estudio de la magnetización termoremanente en materiales arqueológicos se denomina datación arqueomagnética . [10] Aunque el pueblo maorí de Nueva Zelanda no fabrica cerámica, sus hornos de vapor, o hāngī , de entre 700 y 800 años de antigüedad , proporcionan material arqueomagnético adecuado. [11]
En un proceso completamente diferente, los granos magnéticos de 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, se trata de una magnetización remanente detrítica posdeposicional. [12]
En un tercer proceso, los granos magnéticos crecen durante 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 mediante reacciones químicas de oxidación de otros minerales de la roca, incluida la magnetita. Los lechos rojos , las rocas sedimentarias clásticas (como las areniscas ) son rojas debido a la hematita que se formó durante la diagénesis sedimentaria . Las firmas de CRM en lechos rojos pueden resultar 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 un rayo. La magnetización remanente inducida por rayos se puede distinguir por su alta intensidad y su rápida variación de dirección en escalas de centímetros. [14] [13]
El IRM a menudo es inducido en núcleos de perforación por el campo magnético del barril sacatestigos de acero. Este contaminante es generalmente paralelo al cañón y la mayor parte puede eliminarse calentándolo hasta aproximadamente 400 °C o desmagnetizándolo en un pequeño campo alterno. En el laboratorio, la IRM se induce aplicando campos de diversas intensidades y se utiliza para muchos propósitos en el magnetismo de rocas .
La magnetización remanente viscosa es la remanencia que adquieren los materiales ferromagnéticos influenciados por un campo magnético durante algún tiempo. En las rocas, esta remanencia suele estar alineada en la dirección del campo geomagnético actual. La fracción de la magnetización general 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 3,8 Ga. Para recopilar datos paleomagnéticos que datan de más de 200 Ma, los científicos recurren a muestras terrestres que contienen magnetita para reconstruir la antigua Tierra. orientación del campo. 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.
Hay dos objetivos principales del muestreo:
Una forma de lograr el primer objetivo es utilizar una perforadora de roca que tenga una barrena con punta de diamante. El taladro corta un espacio cilíndrico alrededor de una roca. En este espacio se inserta un tubo al que se le adjunta una brújula y un inclinómetro . Estos proporcionan las orientaciones. Antes de retirar este dispositivo, se raya una marca en la muestra. Una vez que se rompe la muestra, la marca se puede aumentar para mayor claridad. [dieciséis]
La evidencia paleomagnética tanto de las inversiones como de los datos de deambulación 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 evidencia paleomagnética para reconstruir historias de terrenos han seguido generando controversias. La evidencia paleomagnética también se utiliza para limitar posibles edades de rocas y procesos y en reconstrucciones de las historias de deformación de partes de la corteza. [4]
La magnetoestratigrafía inversa se utiliza a menudo para estimar la edad de sitios 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. Esta paleolatitud proporciona información sobre el entorno geológico en el momento de la deposición. Los estudios paleomagnéticos se combinan con métodos geocronológicos para determinar 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 .
