Fig. 3.8.1: Fluctuaciones en la intensidad del campo magnético (“intensidad total”) como resultado de la adición o reducción de los vectores magnéticos actual y almacenado.

El magnetómetro —que se remolca a una distancia de varios cientos de metros hasta un kilómetro detrás del buque de investigación para evitar la interferencia del metal del barco, el cual genera su propio campo magnético— mide la intensidad total del campo magnético. El resultado es una curva con fluctuaciones más o menos irregulares.

En la Figura 3.8.1 se muestra la curva de medición obtenida por un magnetómetro remolcado, representada en azul en la parte superior. La mayor parte de la intensidad medida corresponde al campo magnético terrestre actual, es decir, a la llamada intensidad total. En nuestras latitudes, este valor alcanza aproximadamente 45 000 nT (nanoteslas). Las fluctuaciones registradas por el magnetómetro son considerablemente menores, del orden de algunos cientos de nT. Estas variaciones no pueden explicarse como simples cambios en la intensidad global del campo magnético terrestre, ya que idealmente este debería mantenerse relativamente constante a escala regional. Sin embargo, estas fluctuaciones se observan de manera sistemática y han demostrado ser de gran importancia para la tectónica de placas.

Estas variaciones reflejan la información magnética almacenada en las rocas del fondo oceánico, donde la polaridad del vector magnético desempeña un papel decisivo.
El vector magnético del campo terrestre actual es el mismo en todas partes; en este ejemplo apunta hacia el sur con una inclinación de 45°, lo que corresponde a la situación en la que el Polo Norte magnético se encuentra actualmente en el hemisferio sur geográfico. Una inclinación de 45° indica que la medición se realizó aproximadamente a 60° de latitud. A medida que el magnetómetro es remolcado sobre la corteza oceánica, atraviesa regiones de distintas edades. Dependiendo de la polaridad del campo magnético almacenado en cada tramo recorrido, la intensidad medida aumenta cuando el paleovector magnético y el vector actual están orientados en la misma dirección, y disminuye cuando están orientados en direcciones opuestas. Este principio se ilustra en el recuadro pequeño de la Figura 3.8.1.

Fig. 3.8.2: Mediciones magnetométricas transversales a una zona de dispersión con cambios de polaridad dispuestos simétricamente.

En el ejemplo mostrado en la Fig. 3.8.2 se observa una sección simétrica a ambos lados de una zona de expansión. Los patrones de bandas magnéticas se desarrollan paralelos al eje de la dorsal y generan franjas de polaridad alterna, ya que la corteza oceánica recién formada transporta consigo la información magnética almacenada en el momento de su solidificación. Debido a que la expansión es simétrica y produce nueva corteza en proporciones iguales a ambos lados, los patrones de bandas también presentan una simetría correspondiente respecto al centro de dispersión.

Fig. 3.8.3: Desarrollo del patrón de bandas magnéticas (modificado de Frisch & Meschede, 2025)

El principio de formación de estas franjas se ilustra en la Fig. 3.8.3. Las áreas coloreadas representan basaltos oceánicos formados bajo polaridad normal, mientras que las franjas grises corresponden a periodos de polaridad inversa. De este modo, la corteza oceánica registra la evolución temporal de las inversiones magnéticas. Si se asume que la tasa de expansión se mantiene relativamente constante durante intervalos prolongados, la edad de la corteza oceánica puede calcularse a partir de la distancia de cada franja respecto al eje de la zona de expansión.

Modelo de dispersión de la tectónica de placas

Material adicional: Archivo PDF descargable

El archivo PDF ofrece un modelo sencillo de papel o tela que permite reproducir el desarrollo del patrón de bandas magnéticas en una zona de dispersión.

El breve video correspondiente a la Fig. 3.8.4 muestra cómo las bandas magnéticas se forman progresivamente a medida que la corteza oceánica se aleja del centro de expansión. El ancho de cada franja depende de la frecuencia de las inversiones magnéticas. Estas inversiones ocurren repetidamente, pero no de manera regular, lo que da lugar a un patrón característico y único. Cada franja puede asociarse a una edad determinada basándose únicamente en su anchura relativa en comparación con las bandas adyacentes. El sistema funciona de manera análoga a un código de barras, similar a los que utilizamos diariamente en las cajas de los supermercados.

Fig. 3.8.4: Animación en vídeo del desarrollo de patrones de bandas magnéticas (Meschede, inédito, 2022). [Spreizungszone = zona de dispersión, Polarität = polaridad]

Fig. 3.8.5:
a) Patrón de bandas magnéticas en la dorsal de Reykjanes, al sur de Islandia (según Heirtzler et al.  1966), b) Curvas de intensidad del campo magnético a lo largo de rutas de navegación perpendiculares al centro de expansión de la dorsal de Reykjanes (modificado de Frisch & Meschede, 2025)

Uno de los primeros estudios magnéticos detallados se llevó a cabo en la dorsal de Reykjanes, al sur de Islandia. La Fig. 3.8.5 presenta las curvas individuales de medición obtenidas en perfiles repetidos, trazados perpendicularmente al eje de expansión. El patrón de bandas paralelo a la dorsal se obtiene a partir de la integración de numerosas curvas adyacentes. Al correlacionar estas curvas con la escala de tiempo magnetoestratigráfica estandarizada, puede determinarse la edad correspondiente de cada segmento de corteza oceánica.

Fig. 3.8.6: Datación del patrón de bandas magnéticas en comparación con un perfil magnético estándar (véase Fig. 3.7.6 en el Capítulo 3.7; modificado de Frisch & Meschede (2025)

La Fig. 3.8.6 muestra un ejemplo concreto de esta determinación de edad. Se trata de una sección correspondiente a las investigaciones en la dorsal de Reykjanes y demuestra la precisión con la que actualmente puede establecerse la edad de la corteza oceánica mediante métodos magnetoestratigráficos.

Fig. 3.8.7: Ejemplo de determinación de la edad de la corteza oceánica utilizando patrones de bandas magnéticas en el Océano Pacífico (modificado de Meschede et al., 2008)

La Fig. 3.8.7 ilustra cómo puede datarse prácticamente toda la corteza oceánica mediante el análisis de patrones de bandas magnéticas. Se revelan relaciones tectónicas significativas, como antiguas zonas de dispersión actualmente inactivas, indicadas por líneas azules en la figura. La zona de expansión activa en el Pacífico corresponde a la Dorsal del Pacífico Oriental, representada aquí mediante una línea roja.

Estos cambios en las zonas de dispersión se repiten a lo largo de la historia geológica de la Tierra. Con frecuencia, algunas ramas de expansión se vuelven completamente inactivas, mientras que en otras regiones se abren nuevas zonas de dispersión. En última instancia, los movimientos de las placas responden a cualquier perturbación en el patrón global de circulación tectónica. Si se produce una colisión en algún lugar del planeta y el movimiento se frena o se detiene en esa región, ello repercute en el conjunto del sistema de placas, modificando el patrón global de desplazamiento.

Fig. 3.8.8: Edad de la corteza oceánica (Meschede, inédito, 2022; modificado de Frisch & Meschede, 2025)

Actualmente, los patrones de bandas magnéticas han sido cartografiados en todos los océanos del mundo. A partir de estos datos se elaboró el mapa global que muestra la edad de la corteza oceánica (Fig. 3.8.8). Se observa de inmediato que la tasa de expansión en la Dorsal del Pacífico Oriental fue y continúa siendo significativamente mayor que en el Atlántico. Esto se reconoce porque las bandas magnéticas en el Pacífico presentan un ancho considerablemente mayor que las del Atlántico. La razón es simple: durante el mismo intervalo de tiempo se generó una cantidad mucho mayor de corteza oceánica en el Pacífico que en el Atlántico.