UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

Escuela Académico Profesional de ingeniería Geológica

MAGNETOESTRATIGRAFIA

CURSO : SEDIMETOLOGIA Y ESTRATIGRAFIA

DOCENTE : ING. ZENON QUISPE MAMANI

INTEGRANTES : MARTOS CHÁVEZ, LENIN JHONATHAN VARGAS FLORES, AUDINVILLANUEVA QUEVEDO, EDWIN

Cajamarca, 05 de mayo del 2009

MAGNETISMOS DE LAS ROCAS Y MINERALES

DIAMAGNETISMO

Los materiales que exhiben una magnetización inducida opuesta al campo aplicado son llamados diamagnéticos. Los átomos o iones que contienen electrones apareados no presentan un momento magnético permanente. Pero ante un campo magnético aplicado, esos electrones procesan originando un campo magnético opuesto al campo magnético aplicado. Todos los materiales exhiben este comportamiento diamagnético, aunque en general es muy débil comparado con otros fenómenos magnéticos.

PARAMAGNETISMO

Los átomos o iones pueden exhibir un momento magnético permanente. Bajo la influencia de un campo aplicado estos momentos tenderán a alinearse en la dirección del campo, dependiendo de la intensidad del campo y de la temperatura. Estos materiales son llamados en general paramagnéticos.

Interacciones de intercambio y superintercambio.

Orden magnético colectivo

Las interacciones de intercambio y superintercambio pueden dar lugar a un ordenamiento magnético espontáneo por debajo de una cierta temperatura crítica. Debajo de dicha temperatura el promedio en el tiempo de las fluctuaciones del espín atómico es distinto de cero

Diagrama de la interacción de intercambio

Diagrama de la magnetización

espontánea

MAGNETISMO DE LAS ROCADebido a los minerales ferromagnesianos

REMANENTE TÉRMICOPALEOMAGNETISMO: por enfriamiento hasta el pto de Curie

REMANENTE QUÍMICO: por oxidación o neoformación de minerales

REMANENTE DEPOSICIONAL: orientación en el momento de su sedimentación

TIEMPOS DE RELAJACIÓN DE LOS MINERALES MAGNETIZADOS

CORTOS ( ~103s): A temperaturas por encima del pto. de Curie

LARGOS (~11 Ma): A temperatura ambiente; estable a escala geológica.

Tabla de valores de la susceptibilidad magnética para algunos minerales y rocas

Sustanciakappa x 106 en unidades cgs H (intensidad magnética del

campo externo) en Oersted

Magnetita 300000 - 800000 0,6

Pirotina 125000 0,5

Ilmenita 135000 1

Franklinita 36000  sin información

Dolomita 14 0,5

Arenisca 16,8 1

Serpentina 14000 30,5

Granito 28 - 2700 1

Diorita 46,8 1

Gabro 68,1 - 2370 1

Pórfido 47 1

Diabasa 78 - 1050 1

Basalto 680 1

Diabasa de olivino 2000 0,5

Peridotita 12500 0,5 - 1,0

Tipo de roca Promedio de % de volumen en magnetita

kappa x 106

Promedio de % de volumen en

ilmenita

kappa x 106

Pórfidos de cuarzo 0,82 2500 0,3 410

Riolitas 1,00 3000 0,45 610

Granitos 0,90 2700 0,7 1000

Sienitas traquíticas 2,04 6100 0,7 1000

Nefelitas eruptivas 1,51 4530 1,24 1700

Nefelitas abisales 2,71 8100 0,85 1100

Piroxenitas 3,51 10500 0,40 5400

Gabros 2,40 7200 1,76 2400

Latitas monzoníticas 3,58 10700 1,60 2200

Rocas con leucita 3,27 9800 1,94 2600

Diorita dacítica de cuarzo

3,48 10400 1,94 2600

Andesita 4,50 13500 1,16 1600

Dioritas 3,45 10400 2,44 4200

Peridotitas 4,60 13800 1,31 1800

Basaltos 4,76 14300 1,91 2600

Diabasas 4,35 13100 2,70 3600

composición de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie

LOS OXIDOS DE HIERRO Y MINERALES DE ARCILLA

Espineles estequiometricos

MAGNETITA

La magnetita es miembro del grupo espinel, de sistema cristalino cúbico y de estructura espinel inverso. Esto es 1/3 del hierro como Fe3+ ocupa todos los sitios tetraedrales (sitios A), un tercio de hierro como Fe3+ ocupa la mitad de los sitios octaedrales (sitios B) y un tercio de hierro como Fe2+ ocupa el resto de los sitios octaedrales (B).

CROMITA

El espectro Mössbauer de la cromita pura a temperatura ambiente consiste de una línea simple, indicando la distribución normal del catión Fe. Un reemplazo parcial de cromio por otros cationes trivalentes crea diferentes configuraciones de los vecinos más cercanos, lo cual lleva a un desarrollo complejo del desdoblamiento cuadrupolar del espectro.

HERCINITA

Posee estructura espinel normal con Fe (II) sobre los sitios A y Al(III) sobre los sitios B. En el estado paramagnético, el espectro Mössbauer de la hercinita pura se caracteriza por un ensanchamiento de las líneas resonantes y un desdoblamiento cuadrupolar dependiente de la temperatura, lo que índica que la simetría del campo cristalino sobre los sitios “A” es monocúbico. A 4,2 K la hercinita es magnéticamente ordenada.

Polimorfos, FeO(OH)

LA GOETHITA

Es la más común de los oxihidróxidos férricos. Su estructura consiste de cadenas dobles de octaedros enlazados por distribución de picos opuestos. La estructura de la goethita puede a veces ser observada como un arreglo hexagonal compacto de oxígenos y hidroxilos con los planos de éstos a lo largo de 001 en la secuencia. Los iones de Fe(III) ocupan los sitios octaedrales.

LEPIDOCROCITA

Su estructura contiene cadenas dobles de Fe(O, OH)6. Estas cadenas están orientadas paralelas a 001 y enlazadas con cadenas dobles adyacentes.

Minerales arcillosos

El grupo de las smectitas

MontmorillonitaLa montmorillonita simple es un mineral arcilloso 2:1, es una arcilla muy pegajosa y plástica, su densidad varía desde 1.6 a 2.7 de acuerdo al grado de hidratación. Conforma laminillas muy delgadas que dobladas o curvadas se agrupan en conjunto; se forman como un paquete de hojas y principalmente por alteración de rocas eruptivas, tobas volcánicas y cineritas. Usualmente, se da el nombre de bentonita a la montmorillonita derivada de la alteración de cenizas volcánicas.

Grupo de las micas

La IllitaEs un mineral de arcilla de capas 2:1 con una composición parecida a la de la moscovita, pero con menos potasio. Se puede observar algunas illitas entremezcladas con capas de smectita, vermiculita y clorita. Aunque la estructura básica es similar a la de la ontmorillonita la mayor parte de la sustitución isomorfa es Al3+ por Si4+ en la hoja tetraedral. El catión de enlace entre capas es K+, y debido a que éste se encuentra cerca al sitio de carga negativa, los enlaces son especialmente fuertes y no se observa expansión entre capas.

La muscovitaLa muscovita es un antecesor a la formación de las arcillas de illitas.

PALEOMAGNETISMO

Se ocupa del magnetismo terrestre en tiempos geológicos, que queda reflejado en las rocas por la orientación de ciertos minerales. El estudio se basa en el análisis detallado de la orientación selectiva que puedan presentar los minerales magnéticos en el seno de las rocas antiguas y en la medida de paleointensidad de campo geomagnético.

Los minerales magnéticos son fundamentalmente óxidos de Fe y Ti, que pueden alcanzar el 5% en algunas rocas volcánicas y <0,05% en rocas sedimentarias.

Se conoce como punto de Curie a la temperatura a partir de la cual la agitación térmica impide el ordenamiento magnético de manera que cuando una material supera dicha temperatura desaparece su ferromagnetismo y se convierte en paramagnético. En la magnetita el punto de Curie es de 578ºC y en la hematina de 675ºC. Si por ejemplo una roca ígnea es calentada por encima de esta temperatura desaparecerá su ordenamiento original.

MEDICIÓN DEL PALEOMAGNETISMO

Posición originaria de la misma (normalmente horizontal) y expresada con respecto a las coordenadas geográficas. Un correcto muestreo debe dar:

• Una correcta posición de la muestra en el espacio.• Posición de la muestra con respecto a la superficie de

estratificación.• Dirección y buzamiento de los materiales.• Posibles giros con eje vertical por deformaciones tectónicas.

El muestreo puede hacerse con brújula, martillo y cincel, y para ello debe orientarse correctamente la muestra en el afloramiento antes de extraerla y luego se realiza una perforación en laboratorio; o bien puede hacerse usando un equipo de perforación portátil

En el laboratorio la medida de magnetización remanente consiste de tres etapas:

• La desmagnetización, que pretende eliminar el efecto de la orientación de minerales magnéticos adquiridos posteriormente a la génesis de la roca. Se puede aplicar un campo magnético alternante o calentando progresivamente hasta el punto de Curie de los minerales magnéticos de la magnetización remanente.

• La medida propiamente dicha. Se usa el magnetómetro que mide la orientación de los minerales magnéticos respecto al cilindro con la muestra, el cual está orientado respecto a las coordenadas geográficas.

• El tratamiento estadístico de los resultados. 1º sobre cada muestra, 2º sobre los distintos afloramientos, y 3º conocido como tratamiento de Fisher donde se obtienen dos parámetros esenciales, la dirección magnética preferencial y el margen de error.

8.3 INVERSIONES DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE

•En 1906 el físico francés Brunhes observó por primera vez que algunas muestras de lavas, estudiadas por él en la región cercana a Clemont – Ferrand, presentaban una polaridad magnética exactamente inversa a la reinante en las condiciones actuales.

•Lavas infrayacentes y suprayacentes las polaridades eran muy similares a las actuales con lo que llegó a la conclusión de que los polos magnéticos terrestres deberían haber estado invertidos en el momento de que aquella lava hubiese solidificado.

La figura muestra una magnetosfera, configurada con líneas de campo (azules)que van en dirección al polo norte. Durante cierto período de tiempo, los campos magnéticos se invierten, y las líneas de campo(azules) van hacia el polo sur.

8.3 INVERSIONES DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTREEl conocimiento actual del paleomagnetismo permite afirmar que, además de los múltiples cambios menores del campo magnético antes mencionado, a lo largo del tiempo han ocurrido cambios muy notables en la polaridad del campo magnético terrestre.

Polaridad normal, los flujos van desde el polo sur magnético hacia el polo norte magnético

Polaridad inversa, los flujos se invierten y se desplazan desde el polo norte magnético hacia el polo sur magnético

8.3 INVERSIONES DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE Cron de polaridad: Se le llama a cada uno de los intervalos de tiempo correspondientes a una zona de una polaridad definida, duración entre miles de años hasta el millón de años.

Subcrones de polaridad: Intervalos de orden muy inferior y de polaridad contraria.

Zonas de transición: Intervalos de tiempo, de algunos miles de años, en los que ocurre la inversión y en los que se pasa gradualmente de valores de la declinación magnética cercanos a 0° hasta valores próximos a 180°.

Excursiones: intervalos de tiempo muy cortos (de menos de 10.000años) con valores de polaridad francamente distinta a la dominante, sin que se produzca una inversión total

8.3.1Datos del estudio de los últimos 4Ma• La época normal de Brunhes que se inicio

hace 730.000 años aunque existen algunos intervalos breves (eventos) de inversión entre ellos el Mand Lake y Laschamp.

• La época inversa de Matuyama se inicio hace 2,48 Ma y termino hace 730.000 años dentro de ella se detectan cinco sucesos o eventos de inversión (polaridad normal) que han sido denominados con los nombres de Jaramillo (0,90 – 0,97 Ma) Gilsa (1,62 Ma), Olduvai (1,67 – 1,87 Ma), Reunion (0,08 Ma) y el quinto sin nombre propio (2,23 Ma).

• La época presedente es la denominada la época normal de Gauss que se inicio hace 3,4 Ma y termino hace 2,48 Ma, dentro de la cual se han detectado dos eventos de inversión magnética denominados: Kaena (2,92 – 3,01 Ma) y Mammoth (3,05 – 3,15 Ma).

• Finamente la época inversa de Gilbert termino hace 3,4 Ma y se inicio hace dos millones de años antes, por debajo del límite de intervalo total considerando en la figura 13.8, tiene varios episodios de orden menor (subcrones) de polaridad normal, los dos más recientes denominados Cochiti (3,8 – 3,9 Ma) y Nunivac (4,05 – 4,2 Ma).

8.3.2 Datos se los Fondos Oceánicos

Existen tres niveles corticales se llaman: Capa 1 a la formada por los sedimentos y rocas sedimentarias cuyo espesor

es muy variable (0 en las dorsales, hasta 6 – 7 km en las proximidades de las fosas y valor medio de 0,4 km).

Capa 2 a la formada por rocas basálticas solidificadas en el fondo marino con un espesor medio de 1,4 km.

Capa 3 formada por gabros y rocas ultramáficas con un espesor medio de 5 km, separada del manto infrayacente por la discontinuidad de Mohorovicic

8.3.2 Datos se los Fondos Oceánicos De acuerdo con la “Hipótesis de Vine y Matthews” la nueva corteza

oceánica se formo a partir de magma inyectado en las crestas de las dorsales oceánicas y a medida que fue enfriándose el magma y pasando por debajo de la temperatura de Curie los materiales magnéticos quedaron orientados de acuerdo con el campo magnético dominante.

Se plantea con ello la teórica expansión oceánica, uno de los puntos de apoyo más firmes de la Teoría de la Tectónica Global, que según la cual los procesos de creación de fondo oceánico (acreción cortical) son continuos, y dan lugar a la formación de bandas de materiales simétricas que se van separando del centro de la dorsal. El campo magnético terrestre ha cambiado de manera que en los materiales de ambos lados de la dorsal quedaran reflejadas dichas modificaciones con límites lineales que separan áreas de capa 2 con diferente polaridad magnética. Estas bandas son aproximadamente paralelas a los ejes de las dorsales y se llaman “anomalías magnéticas”.

8.3.2 Datos se los Fondos Oceánicos La aplicación de magnetómetros desde barcos ha permitido ubicar

la posición de las diferentes anomalías magnéticas en los fondos oceánicos y cartografiar dichas anomalías en cada uno de los océanos.

La obtención posterior de muestras de la corteza oceánica mediante sondeos en zonas profundas de los océanos ha permitido la datación absoluta de los materiales ígneos y, consecuentemente, la fijación en el tiempo de las diferentes anomalías magnéticas.

Las más próximas a la crestas de las dorsales, simétricas a ambos lados de las mismas, son las que limitan las zonas y subzonas de polaridad normal e inversa de los últimos 4 Ma.

8.3.2 Datos se los Fondos OceánicosEn efecto a ambos lados de las dorsales, en los materiales ígneos de la corteza oceánica (capa 2) puede ser reconocida todas las variaciones del campo magnético de los últimos 4 Ma. Cada una de ellas tiene una edad precisa y se presenta la misma distancia a cada una de los lados de la dorsal.

Conocido al valor de la distancia hasta el eje de la dorsal y la edad de la anomalía se puede medir la casa de acreción cortical de la dorsal, la cual es bastante uniforme en los últimos 4 Ma en cada una de las dorsales.

8.3.2 Datos se los Fondos OceánicosSin embargo, las tasas de expansión varían de unas

dorsales a otras y dentro de una misma dorsal de unas latitudes a otras desde valores mínimos de 0,6cm/año en el pacifico, concretamente en la dorsal que limita la placa de Nazca y la Pacifica. Admitiendo que los valores de expansión oceánica permanezcan iguales o similares se puede hacer incluso previsiones de cómo cambiaran los océanos y los contienes en los próximos 50 Ma.

8.3.2 Datos se los Fondos Oceánicos El estudio completo de los fondos oceánicos actuales permite

ver la distribución de las diferentes anomalías magnéticas en las rocas ígneas de la corteza basáltica oceánica (capa2), bajo la capa de sedimentos y rocas sedimentarias (capa1). Las dataciones en diferentes puntos permiten calibrar en edades absolutas las diferentes anomalías. Cada línea de anomalía magnética tiene su simétrica al otro lado de dorsal y el área comprendida entre ambas líneas es el nuevo fondo oceánico creado desde la edad correspondiente hasta la actualidad.