Y yo quiero ser...Paleomagneta
(Por
Elisabet Beamud)
Escucha música mientras lees, vete al final.
Seguramente
nadie (en su sano juicio) habrá pronunciado esta frase cuando empieza a pensar
hacia dónde encarrilar su vida. Paleomagneta no entra dentro de las profesiones
comunes en las que uno piensa. Yo llegué a paleomagneta después de estudiar
geología. Sí que hubo un día en el que pensé “y yo quiero ser… geóloga!” y una
cosa llevó a la otra. Estudié geología porque de repente sentí una gran
curiosidad por entender cómo funcionaba ese sitio sobre el que tenía los pies…
Y así durante la carrera aprendí cómo se formaban las montañas o se juntaban y
separaban los continentes, abriendo y cerrando a la vez océanos y mares, por
qué había distintos tipos de rocas o cómo funcionaban los volcanes y porqué
estaban en sitios concretos del planeta. Y cuando, finalmente, me adentré en el
paleomagnetismo, descubrí una rama de la ciencia que respondía también muchas
de las preguntas sobre el funcionamiento de nuestro planeta: CUÁNDO se ha
formado una cordillera, CÓMO era el campo magnético de la Tierra en el pasado o
DÓNDE estaba un continente hace varios cientos de millones de años (el
paleomagnetismo fue fundamental para el desarrollo de la teoría de la tectónica
de placas). El Paleomagnetismo tiene muchas aplicaciones, pero yo me voy a
centrar en su aplicación para responder al CUÁNDO mediante una de sus ramas, la
magnetoestratigrafía. Pero vayamos por partes…
¿Qué es el Paleomagnetismo?
El
Paleomagnetismo es el estudio del campo magnético de la Tierra registrado por
las rocas. Las bases del Paleomagnetismo son, por un lado, que la Tierra genera
un campo magnético que cambia su intensidad y dirección tanto en el espacio
como en el tiempo y, por otro, que algunos minerales en la naturaleza pueden
comportarse como imanes, es decir, mostrar una magnetización espontánea. Estos
minerales magnéticos constituyen una pequeña fracción de los componentes
totales de las rocas. Sin embargo actúan como pequeñas brújulas que se orientan
según el campo magnético existente en el momento de formación de la roca y
además son capaces de conservar esta magnetización durante millones de años.
Por lo tanto, estudiando ese magnetismo fósil seremos capaces de saber cómo era
el campo magnético cuando se formó la roca y podremos utilizar esa información
para, entre otras cosas, saber la edad de una secuencia de rocas.
¿Cómo es el campo magnético terrestre?
El campo
magnético terrestre se origina por el movimiento de convección del núcleo
externo de la Tierra, que está formado por minerales ricos en hierro y se
encuentra en estado semilíquido. En la superficie de la tierra, el campo
magnético tiene una expresión dipolar o, dicho de otra forma, muestra dos polos
de signo opuesto en los dos extremos del planeta. Tenemos que imaginar el campo
magnético como originado por un imán muy grande centrado en el eje de rotación
de la tierra (Fig. 1). Los cambios del campo magnético ocurren a diferentes
escalas temporales, desde milisegundos o días como en el caso de las tormentas
magnéticas, a variaciones de dirección e intensidad en el rango de décadas o
siglos como en el caso de la variación secular, a variaciones en la escala de
los miles y millones de años en las que los dos polos magnéticos intercambian
su posición, el polo norte magnético pasa al polo sur y a la inversa, en lo que
conocemos como inversiones magnéticas (Fig. 1).
Fig. 1. Campo magnético
terrestre e inversiones de polaridad. El registro de las inversiones de
polaridad ha dado lugar a la Escala de Tiempo de Polaridad Geomagnética (ETPG),
la cual puede usarse para saber la edad de una secuencia de rocas. Figura
modificada de Langereis et al., (2010)
La
configuración actual en la que el polo sur del dipolo coincide con el polo
norte geográfico se conoce como estadio de polaridad normal y el caso inverso,
con el polo sur del dipolo cerca del polo sur geográfico se conoce como estadio
de polaridad inversa (Fig. 1). Estas dos configuraciones se han ido alternando
de manera aleatoria multitud de veces a lo largo de los millones de años de
historia de la Tierra. La última inversión ocurrió hace unos 700.000 años. Las
inversiones de polaridad tardan aproximadamente 10.000 años en producirse,
puede parecer mucho tiempo, pero a escala geológica se considera que es un
fenómeno global casi instantáneo. El carácter global y aleatorio de las
inversiones es precisamente lo que les confiere utilidad como herramienta de
datación.
¿Cómo podemos usar el campo magnético para datar? La Escala de Tiempo
de Polaridad Geomagnética (ETPG) y la magnetoestratigrafía
El
descubrimiento de las anomalías magnéticas del fondo oceánico proporcionó un registro
sin precedentes de inversiones geomagnéticas que podían datarse desde la
actualidad hasta el Jurásico Superior (hace 155 Ma).Durante la expansión
oceánica, el material del manto asciende por la dorsal oceánica y se solidifica
formando nueva litosfera oceánica a ambos lados de la dorsal. La corteza
oceánica que forma la parte superior de esta litosfera está compuesta por
rocas, mayoritariamente basálticas, que contienen minerales magnéticos que
cuando se enfrían se magnetizan y orientan según el campo magnético terrestre.
Por lo tanto, esta corteza oceánica va registrando los cambios de polaridad
magnética de manera simétrica a ambos lados de la dorsal (Fig. 2). El registro
de estas inversiones magnéticas ha dado lugar a un “código de barras” que constituye
la base para la construcción de la escala de tiempo de polaridad geomagnética
(ETPG).La transformación a edades absolutas (en Ma) de los perfiles de
anomalías magnéticas del fondo oceánico se realiza mediante un número
seleccionado de edades radiométricas. El intervalo de tiempo de polaridad
geomagnética constante se denomina cron de polaridad y se representa en la ETPG
como una barra negra cuando es de polaridad normal y como una barra blanca
cuando es de polaridad inversa (Fig. 1 y 2). La duración de los crones varía de
los 30000 años a varias decenas de millones de años.
Fig. 2. Formación de las anomalías
magnéticas del fondo oceánico (figura modificada de Butler, 1992). Las
porciones negras de la corteza oceánica representan polaridades normales y las
porciones blancas corresponden a polaridades inversas, todas adquiridas durante
el enfriamiento de la corteza oceánica.
El hecho de
disponer de una ETPG con las edades de los crones calibradas permite la
datación de secuencias estratigráficas. La magnetoestratigrafía se basa en la
capacidad de las rocas de adquirir y conservar una magnetización paralela a la
dirección del campo magnético terrestre presente cuando éstas se forman. En la
datación magnetoestratigráfica identificaremos “magnetozonas” (porciones del
registro estratigráfico con igual polaridad magnética) en el registro
sedimentario y las correlacionaremos con crones geomagnéticos de edad
equivalente.
¿Cómo se obtiene el patrón de magnetozonas? Muestreo y medida en
laboratorio
El patrón de
magnetozonas se obtiene midiendo la magnetización de las muestras que se
recogen en el campo a lo largo de una o varias secciones estratigráficas. Un
estudio magnetoestratigráfico requiere obtener muestras de roca en intervalos
aproximadamente regulares a lo largo de la serie sedimentaria que queremos
datar. El espaciado entre muestras debe permitir identificar todas las
inversiones registradas a lo largo de la secuencia sedimentaria. El método de
muestreo paleomagnético más generalizado es la perforación y posterior
orientación de cilindros de roca en el campo (Fig. 3). Las muestras se perforan
en el campo mediante una perforadora eléctrica (Fig. 3a) o de gasolina (Fig.
3b) refrigerada con agua y se orientan en el campo, marcando la dirección de
perforación sobre el cilindro que acabamos de perforar (Fig. 3c, d). En el
laboratorio las muestras se someten a lo que llamamos desmagnetización
progresiva que es como un lavado magnético en el que vamos borrando las señales
magnéticas que ha ido registrando la roca a lo largo de su historia para
quedarnos con la más estable y que suele corresponder con la adquirida en el
momento de formación de la roca.
Fig. 3. Muestreo
paleomagnético con perforadora eléctrica (a), de gasolina (b) y orientación de
las muestras en el campo (c) y (d).
Una vez
obtenida la dirección paleomagnética podremos calcular la polaridad magnética
en función de la posición estratigráfica de cada muestra definiendo así
magnetozonas que formarán la magnetoestratigrafía local. En general, las
magnetozonas se definen a partir de un mínimo de dos niveles estratigráficos
consecutivos de igual polaridad. Si las magnetozonas obtenidas en la
magnetoestratigrafía local se pueden correlacionar de manera inequívoca con los
crones de la ETPG se podrá asignar la edad absoluta a cada límite de
magnetozona de la magnetoestratigrafía local y establecer un marco temporal
preciso para secuencias sedimentarias o volcánicas.
¿Y todo esto para qué sirve? ¿Por qué queremos datar las rocas?
La
magnetoestratigrafía es una subdisciplina mayor dentro del paleomagnetismo en
la que estratígrafos y paleontólogos trabajan juntos para solucionar una gran
variedad de problemas geocronológicos. La datación y el control temporal son
esenciales en Ciencias de la Tierra, ya que nos permiten correlacionar a nivel
global secuencias de rocas de localidades alejadas y de contextos geológicos
muy distintos o calibrar el registro fósil con la escala de tiempo. Poder
responder al CUÁNDO es muy importante para conocer la velocidad de determinados
procesos geológicos y poder cuantificar los mecanismos responsables de nuestras
observaciones.
Elisabet Beamud
Doctora
en Geología.
Laboratorio de Paleomagnetismo
CCiTUB-ICTJA, CSIC
Escucha música mientras lees.
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