Magnetismo en Rocas y Tectónica de Placas: Descifrando la Historia de la Tierra

El Magnetismo Natural de las Rocas y su Relación con la Tectónica de Placas

El magnetismo natural de las rocas es consecuencia del campo magnético terrestre. Los minerales de hierro presentes en las rocas, como la magnetita o la hematites, poseen una propiedad llamada ferromagnetismo, por la cual sufren una imantación cuando son sometidos a un campo magnético, en este caso el terrestre. Esta magnetización hace que el mineral desarrolle su propio campo magnético, de tal forma que el extremo próximo al polo positivo del campo terrestre se convierte en el polo negativo de su imán, y viceversa.

Cuando una roca magmática se enfría por debajo de los 500 ºC, el denominado punto de Curie, adquiere un magnetismo intenso que no perderá a no ser que vuelva a estar sometida a una temperatura cercana al punto de Curie. Esta propiedad de los minerales ha permitido demostrar dos argumentos básicos para la tectónica de placas: el movimiento de los continentes y la expansión del fondo oceánico.

El Movimiento de los Continentes

Midiendo la magnetización de los minerales ferromagnéticos presentes en distintas rocas de edad conocida se puede determinar la posición de los polos magnéticos terrestres en esa época. Si estudiamos rocas de distintas edades, se obtienen distintas posiciones para el mismo polo magnético, con las que puede trazarse una curva de deriva polar aparente.

Repitiendo este proceso en los distintos continentes tenemos varias curvas que en absoluto coinciden, lo que demuestra que son los continentes los que se mueven. Además, gracias al paleomagnetismo podemos conocer la paleolatitud y la paleolongitud de un continente en una determinada época.

La Tectónica de Placas Hoy

Convección del Manto y Existencia de la Astenosfera

Uno de los puntos más controvertidos de la tectónica de placas ha sido, y sigue siendo, la convección del manto y su relación con la dinámica de la litosfera. La tomografía sísmica ha demostrado que la subducción, y por tanto la rama descendente de la convección, abarca la totalidad del manto terrestre.

Sin embargo, está menos clara la llegada directa de los penachos ascendentes desde la base del manto a la superficie. En realidad parece, más bien, que estos penachos sufren un retraso en su ascenso, al alcanzar la interfase entre manto inferior y superior, por lo que se forma una pequeña acumulación y desde allí alimentan zonas de fusión incipiente situadas en zonas superiores.

Este debate sobre la convección del manto está muy relacionado con otra gran controversia: el concepto de astenosfera. En los años sesenta, a partir de los primeros análisis sismológicos, se observaron unas zonas de sombra que se consideraron debidas a una refracción de las ondas sísmicas al atravesar un nivel de menor rigidez, pues en él había pequeños porcentajes de materiales fundidos; a esta región se la denominó canal de baja velocidad y pronto se aceptó como la astenosfera.

Ante la necesidad de los movilistas de poder explicar el desplazamiento de una litosfera superior rígida. Sin embargo, esas zonas de sombra no son continuas en toda la Tierra.

Una vez que la tomografía sísmica demostró que el manto terrestre en su conjunto es capaz de fluir a pesar de ser totalmente sólido, la teoría de la astenosfera como capa de despegue de 100 a 200 km parcialmente fundida dejó de ser necesaria para explicar el movimiento de las placas. ¿Cuál fue el error? Las ondas sísmicas son ondas elásticas que generan un esfuerzo de muy corta duración, el cual afecta a un punto concreto del interior de la Tierra que se deforma y se recupera cuando el esfuerzo deja de actuar.

Pero esto no describe el comportamiento mecánico de las rocas ante enormes esfuerzos aplicados durante millones de años como consecuencia del lento desplazamiento de las placas litosféricas. En estas condiciones, los materiales situados por debajo de la litosfera se comportan dúctilmente debido a su baja viscosidad, lo que permite el deslizamiento de la litosfera sobre ella y el descenso de la litosfera oceánica subductiva. No obstante, estas condiciones no son iguales en todo el manto. Podemos decir que la viscosidad aumenta a partir de los 660 km, lo que da paso a un manto inferior más viscoso.