Fig. 3.7.1: a) Magnetita, mineral rico en hierro, Taberg, Suecia (© Martin Meschede, 2008). b) Imán adherido a magnetita, Taberg, Suecia (© Martin Meschede, 2008).

El almacenamiento de información magnética es posible porque muchas rocas contienen minerales magnetizables con alto contenido de hierro, como la magnetita, la hematita, la pirrotita y otros (Fig. 3.7.1a, b).

Fig. 3.7.2: a) Disco duro magnético de una computadora moderna (foto: pixabay). b) Casete de audio de la década de 1980 (© Martin Meschede, 2022).

Estos minerales pueden almacenar información magnética bajo determinadas condiciones, de manera análoga al almacenamiento magnético en discos duros de computadoras modernas o en grabadoras de cinta utilizadas en las décadas de 1980 y 1990 (Fig. 3.7.2a, b).

Fig. 3.7.3: Alineación de dominios magnéticos tras la aplicación de un campo magnético (Meschede, inédito, 2022).

Las rocas basálticas que se forman a partir de magma en un centro de dispersión contienen abundante magnetita. Este mineral es capaz de almacenar la orientación y la intensidad del campo magnético terrestre existente en el momento de su formación (Fig. 3.7.3). Más precisamente, los minerales registran esta información magnética poco después de su formación, cuando se enfrían por debajo de una temperatura crítica. Esta temperatura —que en las rocas de la corteza oceánica oscila entre aproximadamente 580 y 650 °C, según el mineral— se denomina temperatura de Curie, en honor al físico y premio Nobel Pierre Curie. Por encima de esta temperatura, la magnetización es inestable y no puede conservarse. Por debajo de ella, en cambio, la información correspondiente al campo magnético predominante queda registrada, incluso si el campo magnético terrestre continúa actuando sobre la roca posteriormente.

Fig. 3.7.4: Orientación de partículas magnetizables durante la sedimentación (Meschede, inédito, 2022).

Incluso las rocas sedimentarias de grano muy fino pueden almacenar información magnética, aunque en este caso el mecanismo no está relacionado con el enfriamiento por debajo de la temperatura de Curie. Durante la sedimentación, las partículas finas descienden lentamente hasta el fondo marino. Los minerales magnéticos alargados se orientan paralelamente al campo magnético terrestre predominante y quedan incorporados en el sedimento (Fig. 3.7.4). La magnetización resultante es considerablemente más débil que la de las rocas basálticas recién formadas en la corteza oceánica. Sin embargo, gracias a los magnetómetros modernos, incluso esta señal magnética débil puede medirse y analizarse.

Fig. 3.7.5: El campo magnético de la Tierra (Meschede, inédito, 2022; imagen satelital: pixabay)

En la actualidad se acepta que el campo magnético terrestre se genera principalmente por corrientes intensas en el núcleo externo líquido (Fig. 3.7.5). Este núcleo está compuesto en gran parte por hierro, por lo que la Tierra se comporta, en términos simplificados, como un imán gigante alrededor del cual se establece el campo magnético. Este campo suele representarse mediante líneas de campo magnético. Estas líneas poseen dirección definida: emergen del polo norte magnético y regresan al polo sur magnético. Por lo tanto, constituyen una magnitud direccional y pueden describirse como un vector magnético.

Fig. 3.7.6: Escala de tiempo magnetoestratigráfica que muestra las inversiones del campo magnético terrestre (modificado de Meschede, 2021; según Ogg et al., 2016, USGS Geol. Survey, 2007)

En la actualidad, el polo norte magnético se encuentra próximo al polo sur geográfico, un hecho que con frecuencia se representa de manera incorrecta en libros de texto e ilustraciones en línea. La polaridad del campo magnético terrestre se ha invertido repetidamente a lo largo de la historia de la Tierra. Estas inversiones ocurrieron a veces en intervalos relativamente cortos y otras veces en intervalos mucho más prolongados, como puede observarse en la escala de tiempo magnetoestratigráfica mostrada en la Figura 3.7.6. Solo durante los últimos 40 millones de años se han registrado aproximadamente 70 inversiones. Sin embargo, también existieron períodos prolongados sin cambios de polaridad, como durante el Cretácico, cuando no se produjo ninguna inversión durante cerca de 20 millones de años. Estas inversiones poseen una relevancia fundamental para la identificación de los movimientos tectónicos de placas, ya que son responsables de la formación de los patrones de bandas magnéticas a ambos lados de las zonas de dispersión.

Fig. 3.7.7: Inclinación de las líneas del campo magnético desde el ecuador hacia los polos (Meschede, inédito, 2022; imagen satelital: pixabay)

Los cambios tectónicos a lo largo del tiempo pueden determinarse a partir de la inclinación y la declinación del vector magnético. La inclinación describe el ángulo que forma el vector magnético con respecto a la superficie terrestre, mientras que la desviación respecto al norte geográfico actual define la declinación.

Si la señal magnética no ha sido borrada por un calentamiento superior a la temperatura de Curie, la inclinación del vector magnético permite estimar la latitud en la que se encontraba la roca en el momento de su formación. Esto es posible porque puede asumirse que los polos magnéticos —independientemente de su polaridad— estuvieron siempre situados, en promedio, cerca de los polos geográficos. Dado que la inclinación del vector magnético es de 90° en los polos y de 0° en el ecuador (Fig. 3.7.7), y que varía de manera sistemática entre estos extremos, es posible calcular la paleolatitud. De este modo, pueden determinarse con bastante precisión los desplazamientos de las placas tectónicas en dirección norte-sur, siempre que se conozca la edad de las rocas analizadas. En cambio, este método no permite determinar desplazamientos en dirección este-oeste, ya que la longitud geográfica no puede deducirse de la inclinación magnética. El meridiano principal, a diferencia de los polos, no es una estructura natural, sino una convención establecida arbitrariamente por el ser humano.

Fig. 3.7.8: Trayectorias de desplazamiento polar aparente (en inglés: apparent polar wander path, APWP) para América del Norte y Europa (Meschede, inédito, 2007; modificado según Lowrie, 1997)

Utilizando la inclinación y la declinación, puede calcularse la posición del polo magnético en un momento determinado a partir de datos magnéticos de la misma edad, medidos en distintos puntos de una misma placa tectónica. Sin embargo, dado que la placa se ha desplazado desde el momento en que quedó registrada la información magnética, la posición del polo obtenida mediante este cálculo ya no coincide con la posición actual. En otras palabras, el polo parece haberse desplazado con respecto a su ubicación presente, aunque, naturalmente, en el momento del registro se encontraba próximo al Polo Norte geográfico correspondiente a esa época.

Debido a la deriva y a la rotación posterior de la placa, el polo reconstruido aparenta haberse movido. El cálculo sucesivo de posiciones polares para datos magnéticos de diferentes edades permite trazar la denominada trayectoria aparente de deriva polar (apparent polar wander path, APWP). En realidad, no es el polo el que se desplaza, sino las placas tectónicas, que transportan consigo la información sobre la posición polar registrada en las rocas. Cuando este tipo de análisis se realiza, por ejemplo, para Europa y Norteamérica, se observa que las trayectorias aparentes de deriva polar presentan formas similares, pero inicialmente se encuentran claramente separadas. Sin embargo, si los continentes se reconstruyen en sus posiciones previas a la apertura del Atlántico, las curvas se superponen casi perfectamente. Esta coincidencia se considera una de las pruebas más sólidas de la existencia de la deriva continental y del movimiento de las placas tectónicas.