III. GRABACIONES MAGN�TICAS DE LA HISTORIA TERRESTRE. POLOS VIAJEROS

ALGUNAS rocas de la superficie terrestre contienen un registro magn�tico de algunos aspectos de su historia, el cual es una de las evidencias m�s s�lidas a favor de la teor�a de la tect�nica de placas. A continuaci�n veremos c�mo se producen dichos registros y qu� informaci�n contienen.

III.1. EL CAMPO MAGN�TICO TERRESTRE

La existencia del campo magn�tico terrestre es un fen�meno conocido desde hace much�simos a�os, a ra�z de que se observ� que si se deja girar libremente una aguja imantada (colg�ndola de un hilo, equilibr�ndola sobre una punta o haci�ndola flotar sobre agua u otro l�quido), �sta se orienta siempre en una direcci�n determinada, aproximadamente Norte-Sur, que es la del campo magn�tico terrestre. Se dice que la aplicaci�n de esta propiedad de orientaci�n de las agujas imantadas, que es el principio de las br�julas, se conoc�a en China desde alrededor de 2300 a. C., que fue usado por An�bal en 203 a. C., por los vikingos en el siglo XI d.C. y su uso por los navegantes europeos est� documentado desde el siglo XII.

Este comportamiento de las agujas imantadas indica que la Tierra entera, seg�n propuso William Gilbert en 1600, se comporta como un enorme im�n cuyos polos, Norte y Sur, no coinciden exactamente con los polos geogr�ficos por donde pasa el eje de rotaci�n del planeta (Figura 15). M�s adelante veremos cu�les son las posibles causas del campo magn�tico de la Tierra y c�mo se comporta �ste, pero primero es necesario entender c�mo funciona el magnetismo de las rocas.

Figura 15.

III.2. EL MAGNETISMO EN LAS ROCAS

Desde tiempos muy antiguos se conocen algunas rocas, como la magnetita, que son imanes naturales y que tienen la propiedad de imantar algunos otros objetos, como agujas o barras de hierro y otros metales. Para entender qu� relaci�n guarda la magnetizaci�n de estas y otras rocas con el campo magn�tico terrestre, necesitamos hablar un poco acerca de las causas del magnetismo en general.

La f�sica nos dice que las corrientes el�ctricas, que son cargas el�ctricas en movimiento, producen campos magn�ticos; ahora bien, cada �tomo de un material tiene part�culas cargadas el�ctricamente, que son los electrones que orbitan alrededor del n�cleo. Cada uno de estos electrones tiene un movimiento de rotaci�n, llamado spin, alrededor de un eje propio (como el movimiento de rotaci�n de los planetas que origina el d�a y la noche), por lo que cada electr�n est� generando un campo magn�tico.

En los materiales que no son magn�ticos, los campos generados por los electrones est�n orientados al azar, cada uno por su lado, de manera que habr� campos apuntando en todas direcciones y anul�ndose con otros campos que apuntan en direcciones contrarias, de forma que el campo magn�tico total es nulo. En cambio, en los materiales magn�ticos, los campos de los electrones (llamados dipolos) est�n orientados (m�s o menos) en la misma direcci�n, de manera que sus campos se suman y el campo total resultante es distinto de cero.

La mayor parte de los materiales son paramagn�ticos, esto quiere decir que si se colocan en un campo magn�tico, la tendencia de sus dipolos a orientarse en la direcci�n del campo es contrarrestada en parte por el efecto de colisiones entre �tomos en el caso de los gases, o por el de vibraciones debidas a la temperatura en los s�lidos, por lo que su campo magn�tico propio nunca es muy grande. Al retirar el campo externo, los dipolos de los materiales paramagn�ticos vuelven a orientarse al azar, de modo que no tienen magnetizaci�n permanente.

Existen materiales, llamados ferromagn�ticos, cuyos campos se alinean muy f�cilmente bajo la influencia de un campo magn�tico externo y conservan esa alineaci�n aun despu�s de retirar el campo original, esto es, se magnetizan con facilidad. S�lo cinco elementos: hierro (Fe), cobalto (Co), n�quel (Ni), gadolinio (Gd) y disprosio (Dy) (�stos dos �ltimos son muy escasos), y varios de sus compuestos, forman los materiales ferromagn�ticos. De �stos los m�s comunes son compuestos (principalmente �xidos) de hierro y n�quel, como la magnetita y la hematita.

En los materiales ferromagn�ticos los electrones se alinean con algunos de sus vecinos en peque�as regiones de magnetizaci�n uniforme llamadas dominios magn�ticos, los cuales tienen una magnetizaci�n m�s o menos estable. Estas regiones o "colonias de �tomos" tienen dimensiones del orden de 0.001 cm, y est�n separadas de las regiones vecinas por una capa de transici�n llamada pared de Bloch. Si el material no est� magnetizado, las orientaciones de los dominios son al azar y el campo total es nulo; si los dominios se orientan todos en la misma direcci�n, el campo total es la suma de todos los campos individuales.

Al calentar un material magnetizado su magnetizaci�n disminuye muy lentamente conforme aumenta la temperatura, hasta alcanzar una cierta temperatura, conocida como temperatura de Curie, distinta para cada material, a partir de la cual la magnetizaci�n desaparece r�pidamente. La temperatura de Curie es menor que la temperatura de fusi�n del material, como se muestra en el cuadro siguiente:

Material	Temperatura de Curie (° C)	Temperatura de fusión (°C)
Fe	770	1 535
Ni	358	1 455
Co	1 120	1 495
Rocas	120-580	1 000 (cristaliza)

Esto quiere decir que la magnetizaci�n se pierde, no porque las part�culas del material fundido puedan orientarse libremente, sino porque se pierde la alineaci�n de los dominios magn�ticos.

Las rocas susceptibles de magnetizarse son aquellas que incluyen part�culas de materiales ferromagn�ticos, y sus temperaturas de Curie dependen de cu�les sean �stos. Las temperaturas de Curie para basaltos van desde 120° C, si contienen titanomagnetita, hasta 580° C, para el material ferromagn�tico m�s com�n en las rocas, la magnetita (Fe₃O₄). Otras rocas volc�nicas pueden alcanzar temperaturas de Curie de hasta 680° C.

La magnetizaci�n de las rocas se lleva a cabo de dos maneras principales. La primera se llama magnetizaci�n termorremanente (MTR) y es adquirida por las rocas �gneas al pasar por la temperatura de Curie mientras se enfr�an. Entre la temperatura de Curie y unos 30° C m�s abajo de ella, los dominios del material ferromagn�tico de la roca se alinean con el campo magn�tico ambiente; al bajar m�s la temperatura el campo magn�tico de la roca se vuelve (m�s o menos) permanente ya que se mantendr� casi indefinidamente a menos que sea cambiado por recalentamiento (arriba de su temperatura de Curie) o por cambios qu�micos que destruyan o cambien los dominios magn�ticos.

El segundo tipo de magnetizaci�n se llama magnetizaci�n remanente deposicional (MRD), y es t�pico de rocas sedimentarias compuestas de part�culas producto de la erosi�n de rocas originalmente �gneas. Mientras se depositan, usualmente en agua, las part�culas o peque�os granos de roca con materiales ferromagn�ticos tienden a alinearse con el campo magn�tico ambiente, pero por otro lado son movidas en forma aleatoria por corrientes turbulentas en el agua o por su propio paso a trav�s de ella. Las part�culas m�s grandes, que componen por lo general los aluviones, conglomerados, areniscas, etc., no alcanzan a alinearse, pero las m�s peque�as (menores de unos 0.06 mm de di�metro) que constituyen las lutitas y limolitas s� se alinean. Una vez depositadas, todav�a pueden orientarse un poco m�s hasta que el peso de nuevo material depositado sobre ellas las compacta y fija en su posici�n final.

La suma de los campos de las part�culas alineadas produce un campo magn�tico propio en las rocas formadas de esta manera. Como por lo general en estas rocas hay muchos m�s granos producto de rocas sin magnetismo que granos magnetizados, y la orientaci�n de �stos no es muy uniforme, la MRD es usualmente menos intensa que la MTR.

Algunas rocas tienen buena memoria magn�tica, esto es, conservan largo tiempo su magnetismo remanente, mientras que otras lo pierden con facilidad. Si colocamos una roca magnetizada en una direcci�n dada en un campo magn�tico que apunte en otra direcci�n, la roca tender� poco a poco a orientarse en la direcci�n nueva. A veces, cuando la roca contiene varios minerales con distintas memorias o temperaturas de Curie, algunos de �stos pueden conservar su magnetizaci�n original mientras otros se reorientan de acuerdo con nuevos campos. Por eso, para estudiar la magnetizaci�n original de una roca es necesario "limpiarla", es decir, contrarrestar el efecto de los campos magn�ticos recientes.

III.3. ORIGEN Y VARIACIONES DEL CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE

En 1838 Karl Gauss encontr� que por lo menos un 97% del campo magn�tico terrestre es producido en el interior del planeta, pero hasta la fecha todav�a no se sabe cu�l es el mecanismo que lo causa.

Es ampliamente aceptado en la actualidad que el campo magn�tico terrestre se origina probablemente en el n�cleo externo (entre los 2 900 y 5 150 kil�metros de profundidad). Se piensa que el n�cleo externo est� formado por hierro y n�quel, materiales susceptibles de magnetizarse cuando se encuentran en estado s�lido; sin embargo, el que el n�cleo externo est� l�quido implica que las temperaturas son mucho mayores que las temperaturas de Curie de estos materiales, por lo que no pueden actuar como un im�n permanente.

Por tanto, se supone que el campo magn�tico es causado por corrientes el�ctricas, las cuales no pueden ocurrir en el material de la corteza o el manto, que no es un conductor el�ctrico suficientemente bueno, pero s� pueden existir en el material altamente conductor del n�cleo. En 1948, E. Bullard propuso un posible modelo de generador magnetohidrodin�mico (que genera un campo magn�tico a partir de circulaci�n de l�quidos), cuyo movimiento se deber�a a corrientes en una capa de unos 100 a 200 km de espesor del n�cleo externo, como las esquematizadas en la figura 16a, y que actuar�a como el dinamo esquematizado a la izquierda en la figura 16b, con el disco 1 y la bobina Ba, que al comenzar a funcionar en un campo magn�tico (indicado por F) que tiene una direcci�n dada, produce un campo propio con la misma orientaci�n de F, al que refuerza.

La falta de datos acerca de qu� ocurre en el n�cleo impide elaborar modelos confiables para la generaci�n del campo magn�tico terrestre. Por lo tanto, no se puede todav�a predecir c�mo se va a comportar en el futuro este campo, lo cual es un problema porque sabemos que no es constante.

Figura 16.

Ya en el siglo XIII algunos marinos hab�an dado cuenta de cambios en la direcci�n del campo magn�tico en algunos puntos de la Tierra, cambios que fueron comprobados por Col�n, quien llevaba br�julas de dos tipos distintos para la traves�a del Atl�ntico. Estos cambios en la declinaci�n (el �ngulo entre la direcci�n local del campo magn�tico, indicada por la aguja de una br�jula, y el Norte verdadero), son conocidos como cambios seculares y son de algunas d�cimas de grado por a�o. En Londres han sido documentados desde el a�o 1600 cuando la declinaci�n era de 16° E, en 1800 alcanz� 24 W, en 1935 hab�a disminuido de nuevo a 12° W y actualmente es de unos 10° W.

Se ha encontrado que la declinaci�n magn�tica cambia cuando ocurren cambios en el largo de los d�as, es decir cuando cambia la velocidad de rotaci�n de la Tierra (estos cambios son del orden de 0.000015°/d�a). Como los cambios en la velocidad de rotaci�n hacen que cambien temporalmente las velocidades relativas entre s�lidos y l�quidos, cambian las corrientes en el n�cleo l�quido y eso cambia el campo; qu� tanto cambia es un dato que nos da informaci�n acerca de qu� tanto material del n�cleo participa en estas corrientes.

Tambi�n la inclinaci�n (el �ngulo que forma con la horizontal) del campo magn�tico var�a con el tiempo; esto indica que, aparentemente, el eje del dipolo magn�tico terrestre gira alrededor del eje de rotaci�n con velocidad variable (actualmente forma una �ngulo de unos 11.5°).

Otra componente de los cambios seculares del campo magn�tico terrestre es la disminuci�n de su intensidad. En la actualidad la intensidad decrece aproximadamente en 5% por siglo, y si no hay cambios en esta tendencia, el campo magn�tico ser� nulo dentro de 2 000 a�os.

M�s sorprendentes que los cambios seculares, son los cambios de polaridad del campo magn�tico, cuando �ste invierte su sentido de manera que una br�jula se�alar�a hacia el Polo Sur en vez de hacerlo, como ocurre actualmente, hacia el Polo Norte. Cuando se descubrieron por primera vez rocas con campos MTR orientados casi en la misma direcci�n que el campo actual, pero con sentido contrario, se pens� en la posibilidad de que se tratara de rocas con minerales antiferromagn�ticos, los cuales pueden orientarse espont�neamente en direcci�n antiparalela a la del campo aplicado; fen�meno que ocasionalmente se observa.

Estudios de laboratorio de estas rocas determinaron que la orientaci�n de su campo no se deb�a al efecto antiferromagn�tico, y el descubrimiento de que los campos de otras rocas con diferentes composiciones pero de la misma edad muestran la misma polaridad indic� la posibilidad de que el campo magn�tico terrestre hubiera invertido su polaridad hace unos 4.5 a 4.38 Ma (millones de a�os). Estudios de otras rocas terrestres indicaron adem�s la posibilidad de la existencia de otras inversiones de polaridad, posibilidad que fue plenamente confirmada por los estudios del fondo oce�nico que se describir�n en el pr�ximo cap�tulo.

Como se muestra en el cuadro de tiempos geol�gicos, se han identificado hasta la fecha cuatro periodos con distintas polaridades: el actual de polaridad normal, denominado de Bruhnes, que comenz� hace unos 0.69 Ma; el periodo de polaridad inversa de Matuyama, comenzado hace unos 2.43 Ma; el periodo de polaridad normal de Gauss, iniciado hace unos 3.32 Ma; el periodo de polaridad inversa de Gilbert que incluye las rocas más antiguas cuyo campo se ha estudiado y que alcanzan los 5.5 Ma. Dentro de cada periodo se observan episodios (lapsos más o menos cortos) de polaridad opuesta (v�ase el cuadro de tiempos geol�gicos y la figura 23).

�Qu� causa estas inversiones del campo magn�tico de la Tierra? No se tiene idea actualmente; los modelos te�ricos necesitan un m�nimo de dos dinamos, interconectados como se muestra en la figura 16b (ignorando la bobina Ba) para producir posibles cambios de polaridad lo cual se�ala la posible complejidad de las corrientes en el n�cleo terrestre. �Se puede predecir cu�ndo ocurrir� la siguiente inversi�n? �No! El an�lisis de los tiempos de ocurrencia de las inversiones de polaridad no revela alguna periodicidad que pudiera usarse para predecir futuros cambios, y la falta de un modelo f�sico para el proceso hace imposible la predicci�n causal.

III.4. DISTINTAS ORIENTACIONES DEL MAGNETISMO EN LAS ROCAS TERRESTRES. �POLOS MAGNÉTICOS VIAJEROS O DERIVA CONTINENTAL?

Como vimos en el inciso anterior, se han observado cambios en la orientaci�n del campo magn�tico terrestre, por lo que a ra�z de que varios cient�ficos encontraron que la orientaci�n de la magnetizaci�n de las rocas depende de su edad, se pens� en un principio que esto se deb�a a que los polos magn�ticos hab�an viajado, esto es, hab�an cambiado de posici�n a lo largo del tiempo. Las diferencias entre la orientaci�n de las rocas m�s antiguas y la del campo hist�rico, de cerca de 80° (!), son muy grandes, pero no se pod�a descartar la posibilidad de que el dipolo hubiera cambiado grandemente su inclinaci�n.

La teor�a de los polos viajantes rod� por tierra al descubrirse que la direcci�n de los paleopolos (polos muy antiguos) no coincide para rocas de diferentes continentes, Seg�n se muestra en la figura 17 en que aparecen las orientaciones para rocas de Europa y Norteam�rica y las edades de las rocas, indicadas sobre las l�neas por las letras K:65-140 Ma, Tr:210-250 Ma, Trs:~ 220 Ma, Tri:~ 240 Ma, P:250-29O Ma, Cs:290-340 Ma, O-D:365-510 Ma, Ci:~ 510 Ma y C:500-575 Ma. Si los cambios en las orientaciones se debieran a una migraci�n del polo, los valores observados deber�an ser los mismos desde cualquier lugar de la Tierra. En cambio, si suponemos que fueron los continentes los que viajaron, podemos hacer coincidir las lecturas mediante una rotaci�n que contrarreste las diferencias entre sus posiciones causadas por dicho viaje, como sucede si se rotan en 30° las curvas de la figura 17.

Figura 17.

Estas observaciones dieron gran peso a la teor�a de la deriva continental, y la observaci�n de S. Runcorn de que la rotaci�n necesaria coincid�a con la que regresar�a a Europa y Norteam�rica al coincidir con la cordillera Mesoatl�ntica, apoy� la teor�a de la expansi�n del fondo oce�nico.