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 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 del defecto 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, espectroscopía 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 contribuciones significativas al biomagnetismo .
Historia
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 comienzo cuando los científicos reunieron 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 de Thellier-Thellier . En 1949, Louis Néel desarrolló una teoría que explicaba estas observaciones, mostró que ciertas clases de imanes de dominio único satisfacían 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 para las edades geológicas. [5] Los magnetistas de rocas pudieron demostrar que las rocas podrían tener más de un componente de remanencia, algunas blandas (fácilmente removibles) y otras muy estables. Para llegar a la parte estable, decidieron "limpiar" las muestras calentándolas o exponiéndolas a un campo alterno. Sin embargo, eventos posteriores, en particular el reconocimiento de que muchas rocas de América del Norte se habían remagnetizado de forma generalizada en el Paleozoico , [6] mostraron que un solo paso de limpieza era inadecuado, y los paleomagnetistas comenzaron a utilizar rutinariamente la desmagnetización escalonada para eliminar la remanencia en pequeños trozos.
Fundamentos
Tipos de orden magnético
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 ) contribuyen a un magnetismo débil y no tienen remanencia . Los minerales más importantes para el magnetismo de las rocas son los minerales que se pueden ordenar 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 una remanencia .
Diamagnetismo
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 diamagnet.
Paramagnetismo
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 (consulte 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 (consulte la ley de Curie-Weiss ).
Ferromagnetismo
En conjunto, los materiales fuertemente magnéticos se denominan a menudo 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 orden magnético en el que los espines de los electrones vecinos están alineados por la interacción de intercambio . El ferromagnet 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 en su forma pura. Suele incorporarse en 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 están acoplados por intercambio indirecto o supercambio. El resultado es que la red cristalina se divide en dos o más subredes con diferentes momentos. [1]
Ferrimagnetismo
Los ferrimagnetos tienen dos subredes con momentos opuestos. Una subred tiene un momento mayor, por lo que hay un desequilibrio neto. La magnetita , el más importante de los minerales magnéticos, es un ferrimaimán. Los ferrimagnetos a menudo se comportan como ferromagnetos , 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 anomalías magnéticas marinas .
Antiferromagnetismo
Los antiferromagnetos , como los ferrimagnetos, 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 se pueden inclinar (inclinación del giro ), lo que da como resultado un momento casi en ángulo recto con los momentos de las subredes. La hematita tiene este tipo de magnetismo.
Mineralogía magnética
Tipos de remanencia
La remanencia magnética a menudo se identifica con un tipo particular de remanencia que se obtiene después de 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 reemplazado por campos posteriores. Una parte central del magnetismo de las rocas es el estudio de la remanencia magnética, tanto la magnetización remanente natural (NRM) en rocas obtenidas del campo como la remanencia inducida en el laboratorio. A continuación se enumeran las remanencias naturales importantes y algunos tipos inducidos artificialmente.
Magnetización termorremanente (TRM)
Cuando una roca ígnea se enfría, adquiere una magnetización termorremanente (TRM) del campo terrestre. TRM puede ser mucho más grande de lo que sería si se expone al mismo campo a temperatura ambiente (ver remanencia isotérmica ). Esta remanencia también puede ser muy estable, duradera sin cambios significativos durante millones de años. TRM es la razón principal por la que los paleomagnetistas pueden deducir la dirección y la magnitud del campo de la Tierra antigua. [7]
Si una roca se vuelve a calentar más tarde (como resultado de un entierro, 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 termoremanente 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 enfriar el resto del camino a temperatura ambiente en campo cero.
El modelo estándar de 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 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 divague aleatoriamente. A medida que la roca continúa enfriándose, hay una temperatura crítica a 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 la denomina con el símbolo. La magnetización permanece en el mismo estado en el que la roca se enfría a temperatura ambiente y se convierte en una magnetización termorremanente.
Magnetización remanente química (o cristalización) (CRM)
Los granos magnéticos pueden precipitarse 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. Las rocas rojas, rocas sedimentarias clásticas (como las areniscas) que son rojas principalmente debido a la formación de hematitas durante o después de la diagénesis sedimentaria, pueden tener firmas CRM útiles, y la magnetoestratigrafía puede basarse en tales firmas.
Magnetización deposicional remanente (DRM)
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 posdeposición (pDRM) .
Magnetización viscosa remanente
La magnetización viscosa remanente (VRM) , también conocida como magnetización viscosa, es la remanencia que adquieren los minerales ferromagnéticos al permanecer en un campo magnético durante algún tiempo. La magnetización remanente natural, de una roca ígnea puede ser alterado por este proceso. Para eliminar este componente, se debe utilizar alguna forma de desmagnetización escalonada. [1]
Aplicaciones del magnetismo de rocas
- Biomagnetismo
- Magnetismo ambiental
- Anomalías magnéticas
- Magnetoestratigrafía
- Variación secular paleomagnética
- Placas tectónicas
- Análisis de petrofabric
- Física de rocas
- Geología estructural
Notas
- ^ a b c d Dunlop y Özdemir 1997
- ↑ Néel, 1949
- ^ Irving 1956
- ^ Runcorn 1956
- ↑ Por ejemplo, Sir Harold Jeffreys , en su influyente libro de texto The Earth , dijo lo siguiente al respecto:
"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, el espécimen 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 es que esto sucede, nunca he recibido ninguna respuesta. Jeffreys 1959 , p. 371
- ^ McCabe y Elmore 1989
- ^ Stacey y Banerjee 1974
Referencias
- Dunlop, David J .; Özdemir, Özden (1997). Magnetismo del rock: fundamentos y fronteras . Universidad de Cambridge. Presione . ISBN 0-521-32514-5.
- Hunt, Christopher P .; Moskowitz, Bruce P. (1995). "Propiedades magnéticas de rocas y minerales". En Ahrens, TJ (ed.). Física de rocas y relaciones de fase: un manual de constantes físicas . 3 . Washington, DC: Unión Geofísica Estadounidense. págs. 189-204.
- Irving, E. (1956). "Aspectos paleomagnéticos y paleoclimatológicos de la deambulación polar". Geofis. Pura. Apl . 33 (1): 23–41. Código bibliográfico : 1956GeoPA..33 ... 23I . doi : 10.1007 / BF02629944 . S2CID 129781412 .
- Jeffreys, Sir Harold (1959). La tierra: su origen, historia y constitución física . Universidad de Cambridge. Presione . ISBN 0-521-20648-0.
- McCabe, C .; Elmore, RD (1989). "La aparición y origen de la remagnetización del Paleozoico tardío en las rocas sedimentarias de América del Norte". Reseñas de Geofísica . 27 (4): 471–494. Código Bibliográfico : 1989RvGeo..27..471M . doi : 10.1029 / RG027i004p00471 .
- Néel, Louis (1949). "Théorie du traînage magnétique des ferromagnétiques en grains fins con aplicación aux terres cuites". Ana. Géophys . 5 : 99-136.
- Runcorn, SK (1956). "Comparaciones paleomagnéticas entre Europa y América del Norte". Proc. Geol. Assoc. Canadá . 8 : 77–85.
- Stacey, Frank D .; Banerjee, Subir K. (1974). Los principios físicos del magnetismo de las rocas . Elsevier . ISBN 0-444-41084-8.
enlaces externos
- Instituto de magnetismo del rock
- UC Davis FORC Group, Introducción a los diagramas FORC