Análisis de parámetros magnéticos aplicados al estudio de ...
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Análisis de parámetros magnéticos
aplicados al estudio de variaciones
paleoseculares y paleoambientales en
sedimentos lacustres
(Laguna Melincué, 33ºS 61ºO)
Romina Valeria Achaga
Directora: Dra. M. Alicia Irurzun
Co-Directora: Dra. Claudia S. G. Gogorza
Tandil, 2017
Facultad de Cs. Exactas - Universidad Nacional del Centro de la
Prov. de Buenos Aires
ÍNDICE
GLOSARIO DE SIGLAS Y ABREVIATURAS……………………………………. 4
OBJETIVOS………………………………………………………………………….. 5
1. INTRODUCCIÓN TEÓRICA…………………………………………………… 6
1.1 El campo geomagnético…………………………………………………… 6
1.2 Variación temporal geomagnética………………………………………. 10
1.2.1. Variación transitoria………………………………………………….. 10
1.2.2. La variación secular (𝑉𝑆)…………………………………………..... 10
1.2.3. Periodicidad de las variaciones seculares……………………….... 11
1.3 Propiedades magnéticas de los materiales……………………………… 12
1.3.1. Susceptibilidad magnética (𝑘)…………………………….... 12
1.3.2. Magnetización Remanente Natural (𝑀𝑅𝑁)………………… 14
1.3.3. Magnetización Remanente Detrítica (𝑀𝑅𝐷)………………. 14
1.3.4. Magnetización Remanente Viscosa (𝑀𝑅𝑉).………………. 16
1.4 Dominios magnéticos……………………………………………….. 16
1.4.1. Dominios Múltiples o Multidominio (𝑀𝐷)...………………………… 18
1.4.2. Dominios Simple (𝐷𝑆)..…...…………………………………………. 18
1.4.3. Dominios Pseudo-Simple (𝐷𝑃𝑆)..…………………………………... 19
1.4.4. Dominios Superparamagnéticos (𝑆𝑃).......…………………………. 19
1.5 Mineralogía magnética de los sedimentos……………………………… 20
1.5.1. Magnetización Remanente Anhistérica (𝑀𝑅𝐴)…………………… 20
1.5.2. Magnetización Remanente Isotérmica (𝑀𝑅𝐼)……………… 21
1.5.2.1Magnetización Remanente Isotérmica de
Saturación (𝑀𝑅𝐼𝑆)……………………………………………….
21
1.5.3. Temperatura de Curie……………………………………………….. 22
1.5.4. Histéresis……………………………………………………………… 22
1.6 Parámetros asociados y cocientes interparamétricos………………….. 24
1.6.1. Factor 𝐹………………………………………………………………... 24
1.6.2. Cociente 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 ………………………………………………………... 25
1.6.3. 𝑀𝑅𝐴/𝑘…………………………………………………………………. 25
1.6.4. 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘..……………………………………………………………… 26
1.6.5. 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆……………………………………………………………. 26
1.6.6. Campo destructivo medio de la 𝑀𝑅𝑁 y de la 𝑀𝑅𝐴 (𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 y
𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 )……………………………………………………………………….
26
2. LABOR EXPERIMENTAL……………………………………………………… 27
2.1 Descripción del sitio………………………………………………………... 27
2.2 Trabajo de campo y extracción de testigos……………………………… 28
2.3 Estudios Previos……………………………………………………………. 31
2.4 Sub-muestreo de los testigo………………………………………………. 32
2.5 Estudios realizados………………………………………………………… 33
3. PROCESAMIENTO DE DATOS………………………………………………. 35
3.1 Correlación………………………………………………………………….. 35
3.2 Análisis de magnetismo de rocas………………………………………… 38
3.3 Análisis paleomagnético………………………………………………....... 55
3.3.1. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒………………………….. 55
3.3.2. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒9………………………… 57
3.3.3. Comparación de los registros direccionales con los modelos
geomagnéticos………………………………………………………………..
59
4. DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS…………………………………........... 61
4.1 Estudios de magnetismo de roca…………………………………………. 61
4.2 Estudios paleomagnéticos…………………………………………. 64
4.3 Observaciones climát icas………………………………………….. 66
5. CONCLUSIONES……………………………………………………………….. 69
Trabajos a futuro………………………………………………………………… 70
REFERENCIAS………………………………………………………………………. 71
APÉNDICE: Equipos utilizados…………….………………………………………. 77
AGRADECIMIENTOS……………………………………………………………….. 83
GLOSARIO DE SIGLAS Y ABREVIATURAS
A
𝐴𝐹 Campo Alterno
𝐴𝑃 Antes del Presente
B
𝐵𝐶𝑅 Campo Coercitivo Remanente
C
𝐶𝐷𝑀 Campo Destructivo Medio
c.m.t. Campo Magnético Terrestre
D
𝐷𝐶 Después de Cristo
𝐷𝑃𝑆 Dominio Pseudo-Simple
𝐷𝑆 Dominio Simple
G
GAD Dipolo Geocéntrico Axial
H
𝐻 Campo magnético aplicado
𝐻𝐶 Campo Coercitivo
𝐻𝐶𝑅 Campo Coercitivo Remanente
K
𝑘 Susceptibilidad Magnética
𝑘ℎ𝑖𝑔ℎ Susceptibilidad Magnética
medida en alta frecuencia
𝑘𝑙𝑜𝑤 Susceptibilidad Magnética
medida en baja frecuencia
L
LIA Pequeña Edad de Hielo
M
𝑀 Magnetización
𝑀𝑆 Magnetización de Saturación
𝑀𝑅𝑆 Magnetización Remanente de
Saturación
MAD Desviación angular máxima
MCA Anomalía Climática Medieval
𝑀𝐷 Multi-Dominio
𝑀𝑅𝐴 Magnetización Remanente
Anhistérica
𝑀𝑅𝐶 Magnetización Remanente
Característica
𝑀𝑅𝑁 Magnetización Remanente
Natural
𝑀𝑅𝐷 Magnetización Remanente
Detrítica
𝑀𝑅𝐼 Magnetización Remanente
Isotermal
𝑀𝑅𝐼𝑆 Magnetización Remanente
Isotérmica de Saturación
𝑀𝑅𝑉 Magnetización Remanente
Viscosa
P
𝑃𝐼𝑅 Paleointensidades Relativas
S
𝑆𝑃 SuperParamagnético
T
𝑇𝐶 Temperatura de Curie
V
𝑉𝑆 Variaciones seculares
X
Susceptibilidad Magnética
Específica
OBJETIVOS
Se prevé contribuir al estudio de lagunas de nuestro país aportando al mejor
conocimiento de la región pampeana argentina. Se usará el potencial que
tienen los sedimentos lacustres de proveer registros continuos y de gran
calidad y la capacidad de las técnicas de mediciones de parámetros
magnéticos.
El objetivo principal de este trabajo es para aportar al conocimiento
paleomagnético y paleoclimático durante el Holoceno tardío. En particular, se
prevé determinar las variaciones seculares de dirección del campo magnético
terrestre, comparar los resultados con variaciones direccionales provenientes
de modelos teóricos; y determinar variaciones en el nivel de la laguna a través
de magnetismo de rocas. Cabe destacar que los modelos son construidos con
los datos de sedimentos lacustres y marinos, arqueomagnéticos y de roca
volcánica que en su mayoría son del hemisferio norte, lo que destaca la
importancia de la realización de este trabajo.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
6
1. INTRODUCCIÓN TEÓRICA
1.1. El campo geomagnético
Las mediciones de la dirección y la intensidad del campo magnético terrestre
(c.m.t.) que se han realizado sobre la superficie de la Tierra se basan en que
este es un campo vectorial definido sobre una superficie cuasi esférica.
Las descripciones del c.m.t. en un punto determinado de la Tierra, dada su
naturaleza vectorial, requieren el conocimiento de 3 magnitudes. En la Figura
1.1 están representados los ángulos y componentes con los cuales se define el
c.m.t., para un punto de observación (𝑂) situado en el Hemisferio Austral; el
sistema de coordenadas de referencia está definido por el Norte geográfico
(𝑒𝑗𝑒 𝑥), el Este geográfico (𝑒𝑗𝑒 𝑦) y la vertical del lugar (𝑒𝑗𝑒 𝑧). En la Figura 1.1,
el vector representativo del c.m.t. total (𝑭) emerge en 𝑂 del plano horizontal. En
el plano vertical que contiene a 𝑭, ese vector se puede descomponer en otros
dos: uno horizontal (𝑯) y otro vertical (𝒁); 𝑯 define la dirección del Norte
magnético en el punto de observación 𝑂. El plano vertical así definido es el
meridiano magnético del lugar. El ángulo 𝐷 comprendido entre los meridianos
geográfico y magnético que pasan por 𝑂 define la declinación magnética del
lugar; éste es el ángulo con el cual hay que corregir los azimutes medidos con
una brújula magnética, para referirnos al Norte geográfico. En el plano del
meridiano magnético, el ángulo comprendido entre la componente horizontal
(𝑯) y el c.m.t. total (𝑭) define la inclinación magnética del lugar (𝐼). Por último,
la componente 𝑯 se puede descomponer en el plano horizontal en otros dos
vectores, según las direcciones del Norte (𝑿) y del Este geográfico (𝒀),
respectivamente (Valencio, 1980).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
7
Figura 1.1: Componentes del vector representativo del c.m.t. (Valencio, 1980)
El vector 𝑭, trazado sobre la tangente a la línea de fuerza del c.m.t. que pasa
por el punto 𝑂, representa la posición de equilibrio que asumiría en este punto
una aguja imantada, con eje de rotación horizontal y perpendicular al meridiano
magnético; en estas condiciones, la aguja oscilará en el plano del meridiano
magnético hasta alcanzar la posición de equilibrio, que es la que define a 𝑭.
La necesidad de disponer de información global precisa acerca de los valores
de las componentes del c.m.t., ha hecho que se instalaran observatorios
magnéticos a lo largo y a lo ancho de la superficie terrestre. Con los datos
suministrados por estos observatorios se pueden construir mapas mundiales,
en los que se representan los valores de las componentes del c.m.t. para un
año determinado. Así han surgido mapas de isoclinas, donde se unen mediante
curvas los puntos de igual inclinación magnética; de isodinas, en los que se
grafican las líneas de igual intensidad de 𝑭 o alguna de sus componentes; de
isogonas, donde se trazan las líneas de igual declinación.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
8
(a)
(b)
Figura 1.2: Mapas de isoclinas del año: (a) 1950 (b) 2015. (NOAA,
https://www.ngdc.noaa.gov/geomag/magfield-wist/)
La información suministrada por los observatorios en los últimos 180 años ha
permitido determinar que las distintas componentes del c.m.t. sufren
Capítulo 1. Introducción Teórica.
9
variaciones con el tiempo. En la Figura 1.2 (a) y (b) se muestran el mapa de
isoclinas del año 1950 y 2015 respectivamente. Esta información es de
suficiente calidad y cantidad como para intentar un análisis matemático del
c.m.t.; este análisis se basa en funciones armónicas esféricas, que permiten
lograr una representación analítica de una función arbitraria definida sobre la
superficie de una esfera. Una de las características de este análisis es que
hace posible asignar a cada término armónico una fuente interna o externa al
globo terrestre. Si se supone que la Tierra es en primera aproximación una
esfera, se puede obtener un c.m.t. principal sobre la superficie de dicha esfera
mediante un potencial escalar, el cual debe satisfacer el operador de Laplace
(2). Dadas las características del c.m.t. se puede aceptar para el mismo una
simetría axial y la solución estará dada por los polinomios de Legendre de
orden cero 𝑃10(cos 𝑝) (Valencio, 1980).
El análisis matemático del c.m.t. pone en evidencia una de las características
más notables: la preponderancia de la armónica de grado uno, es decir, el
término dipolar. El c.m.t. se aproxima notablemente al que se produciría sobre
la superficie terrestre por efectos de una barra fuertemente imantada situada en
su centro y alineada según su eje de rotación. La longitud de este hipotético
imán es pequeña en comparación con el radio terrestre y por ello se lo equipara
a un dipolo.
El análisis del c.m.t. observado sobre la base de los armónicos esféricos,
permite determinar cuál es la intensidad y la orientación, respecto del eje de
rotación terrestre, del dipolo magnético que produce un campo teórico lo más
aproximado posible al observado. La diferencia entre el c.m.t. observado y el
dipolar teórico estaría representada por otros campos, los cuales se pueden
materializar por imanes más débiles colocados trasversalmente respecto del
dipolo (armónicos segundo, tercero, etc.). En un punto cualquiera de la
superficie terrestre, el campo que se obtiene al restar del c.m.t. observado el
campo teórico del dipolo ideal correspondiente a dicho lugar, recibe el nombre
de campo no dipolar.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
10
1.2. Variación temporal geomagnética
El c.m.t. tiene variaciones temporarias que lo afectan localmente, las que se
conocen, de acuerdo con su duración, como variación secular y variación
transitoria. Estas variaciones en el tiempo del c.m.t. se conocieron desde el
momento en que fue posible medir periódicamente alguna de sus componentes
en un mismo punto de observación.
1.2.1. Variación transitoria
Su duración es breve. El análisis experimental permite afirmar que la actividad
magnética puede variar de un día a otro. Estas variaciones se clasifican en:
Variación diaria solar.
Variación diaria lunar.
Variación diaria disturbio.
Campo disturbio tormenta.
Estas variaciones pueden considerarse como originadas por campos
magnéticos independientes superpuestos sobre el campo principal, cuyas
fuentes se ubican en el exterior de la Tierra.
1.2.2. La variación secular (𝑉𝑆)
Son las alteraciones del c.m.t. que se manifiestan lenta y progresivamente a
través de los años. Estas variaciones seculares se presentan en todas las
componentes del campo.
Para estimar la variación secular, es necesario comparar valores del c.m.t.
observado, de los cuales se hayan eliminado previamente las variaciones de
período más corto (variaciones diarias y disturbios magnéticos); en la práctica,
esto se logra haciendo observaciones diarias y promediando las componentes
del campo por períodos de muchos días. Para cuantificar la variación secular
en un área es necesario contar con mediciones realizadas en observatorios
magnéticos ubicados en dicha área. De esta forma, ha sido posible conocer la
variación secular acaecida en los últimos 400 años sólo en contados lugares.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
11
El estudio de la magnetización remanente de ciertos utensilios hechos por el
hombre y de rocas de la corteza terrestre ha permitido extender el
conocimiento de la variación secular del c.m.t. a tiempos históricos,
prehistóricos y geológicos. Uno de los ejemplos de variación secular más
conocido es el de la declinación y la inclinación magnética. Esta variación tiene
carácter cíclico.
Las 𝑉𝑆 (Rikitake, 1967) pueden deberse a la suma de las siguientes causas:
Disminución del campo dipolar (aproximadamente de un 5 % por siglo)
Desplazamiento hacia el Oeste del campo no dipolar 11’ por año (Bullard
et al., 1950).
Aparente desplazamiento hacia el Norte del campo dipolar axial (del
orden de 10’ de latitud por año)
Variación en la intensidad de campos estáticos (del orden de ±10−7 𝑇
por año).
Algunos investigadores relacionan estas variaciones con la presencia de
corrientes de convección horizontales, próximas a la superficie externa del
núcleo terrestre y postulan un desplazamiento continuo de la corteza y del
manto con respecto al núcleo (Valencio, 1980).
1.2.3. Periodicidad de las variaciones seculares
Se han intentado identificar componentes periódicas en la 𝑉𝑆, describiendo
procesos dinámicos en el núcleo y estableciendo una cronología sobre la base
de datos magnéticos. En particular, los registros que se obtienen a partir de los
sedimentos lacustres son muy útiles para el análisis espectral, debido a que
producen una secuencia temporal continua. En ellos se analizan series
paleomagnéticas poniendo énfasis en la investigación de la periodicidad de las
𝑉𝑆. En tales estudios se buscan las periodicidades de las partes dipolar y no
dipolar del campo, ya sean periodicidades intrínsecas en los mecanismos de
fuentes, o derivas de las fuentes con respecto a la corteza terrestre. (Merrill,
McElhinny, McFadden, 1996).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
12
1.3. Propiedades magnéticas de los materiales
Las características magnéticas de las rocas de la corteza terrestre están
definidas por las propiedades de sus minerales constituyentes. La
magnetización remanente de algunas rocas se debe precisamente, a la
presencia de minerales ferrimagnéticos o ferromagnéticos parásitos, en
particular, óxidos de hierro y titanio, y sulfuros de hierro, dispersos en una
matriz de silicato para o diamagnéticos. Estas rocas son capaces de adquirir
diferentes tipos de magnetizaciones remanentes naturales, bajo la acción del
campo magnético terrestre, según distintos procesos fisicoquímicos. Ciertas
propiedades de las magnetizaciones remanentes (temperatura de Curie,
magnetización de saturación) dependen únicamente de la composición química
de los minerales ferrimagnéticos o ferromagnéticos parásitos, pero otras
(susceptibilidad magnética, ciclo de histéresis) también dependen de la forma
de los granos magnéticos, de su anisotropía magnetocristalina, de la cantidad
de minerales por unidad de volumen y de la interacción magnética entre
minerales adyacentes.
1.3.1. Susceptibilidad magnética (𝑘)
La susceptibilidad magnética (𝑘) de un material colocado en un campo
magnético uniforme (𝑯) y que adquiere una cierta magnetización por unidad de
volumen 𝑴 es:
𝑘 = 𝑴/𝑯
En unidades SI, 𝑀 y 𝐻 se miden en 𝐴/𝑚, por lo que 𝑘 es adimensional.
Si 𝑘 es positiva (𝑘 > 0) el cuerpo adquiere una magnetización de igual sentido
que el campo magnético 𝑯. En este caso se dice que el material es para o
ferromagnético según la intensidad de la magnetización. Las propiedades
magnéticas de estos materiales se deben a los momentos magnéticos
asociados al spin de los electrones de algunos de sus átomos constituyentes.
Cuando un material tiene átomos con número impar de electrones tienen un
momento magnético neto debido a que éstos son poseedores de un electrón no
apareado. Los momentos magnéticos de esos átomos, debidos al espín de
Capítulo 1. Introducción Teórica.
13
dichos electrones, reaccionarán ante la presencia de un campo exterior 𝑯,
tenderán a alinearse con el mismo y otorgarán al material características
paramagnéticas. A diferencia de los materiales paramagnéticos en los cuales la
interacción mutua es nula, las propiedades ferromagnéticas de un material se
deben a los momentos magnéticos asociados al espín de los electrones no
apareados de los átomos cuya interacción mutua es muy intensa (Valencio,
1980).
Por el contrario, si es negativa (𝑘 < 0), la magnetización inducida será en
sentido opuesto a 𝑯 y el cuerpo rechazará a las líneas de fuerza de dicho
campo. En este caso se dice que el material es diamagnético. Las
características diamagnéticas de un material se deben a la precesión de
Larmor del movimiento orbital de los electrones de sus átomos constituyentes
en presencia de un campo magnético externo, los momentos magnéticos de los
electrones se orientan en sentido opuesto al campo que los origina (por
ejemplo cuarzo, feldespato y cloruro de sodio). Todo material tiene
características diamagnéticas, las cuales en las sustancias para y
ferromagnéticas son enmascaradas por efectos magnéticos de mayor
intensidad (Valencio, 1980).
La susceptibilidad 𝑘 guarda relación con el tamaño del grano del mineral.
Cuanto más grande sea un grano de mineral ferromagnético, mayor será el
número de dominios que en él se definan y será más fácil su magnetización;
contrariamente, los granos minerales pequeños son magnéticamente duros y
poseen 𝑘 bajas; hasta un tamaño crítico (10−9𝑚 para la magnetita) en que el
material es superparamagnético (𝑆𝑃).
Asimismo se define la susceptibilidad específica como:
=𝑘
Donde es la densidad de la muestra. Las unidades de en el 𝑆𝐼 son 𝑚3
𝑘𝑔.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
14
1.3.2. Magnetización Remanente Natural (𝑀𝑅𝑁)
Si llamamos 𝑴 al vector magnetización, podemos expresarlo como:
𝑴 = 𝑴𝒊 + 𝑴𝑹𝑵
En esta expresión 𝑴𝒊 designa a la magnetización inducida. La 𝑀𝑅𝑁 se
denomina primaria o característica y es muy estable a través del tiempo.
Puesto que la edad de la misma es coincidente con la edad geológica de la
roca, es muy útil para definir las características del c.m.t. en un momento dado
del tiempo geológico. Los mecanismos mediante los cuales los distintos tipos
de roca adquieren sus remanencias primarias son diferentes. Asimismo, esas
rocas pueden adquirir magnetizaciones remanentes secundarias durante la
historia geológica posterior a su formación. De esta forma, la magnetización
remanente natural de una roca in situ es, por lo general, la suma de su
remanencia primaria y una o más magnetizaciones secundarias que la
enmascaran en mayor o menor grado.
1.3.3. Magnetización Remanente Detrítica (𝑀𝑅𝐷)
La magnetización remanente detrítica (𝑀𝑅𝐷) se adquiere durante la deposición
y litificación de rocas sedimentarias. El análisis de la 𝑀𝑅𝐷 es complicado
debido a que están involucrados procesos muy complejos durante la formación
de las rocas sedimentarias; entre ellos la variedad de mineralogías
involucradas, la bioturbación, la compactación y distintos procesos químicos.
Debido a estas complicaciones, es importante tener especial cuidado en las
características del material y de las zonas de muestreo que se seleccionan
para estudiar (Tauxe, 1993).
La magnetización adquirida durante la alineación física que ocurre en el
momento de la deposición, se denomina 𝑀𝑅𝐷 deposicional (𝑀𝑅𝐷𝑑) y aquella
adquirida por los procesos de alineamiento físico, que ocurran después de la
deposición pero antes de la consolidación, se denominan 𝑀𝑅𝐷 posdeposicional
(𝑝𝑀𝑅𝐷). Esta última se produce en los 10–20 cm superiores de acumulación de
sedimento, donde el contenido de agua es alto (Figura 1.3).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
15
Figura 1.3: Esquema del camino que siguen las partículas magnéticas desde
que caen en la columna de agua hasta la consolidación (modificada de Tauxe,
1993).
Las partículas finas son mejor alineadas por el c.m.t., predominando la 𝑝𝑀𝑅𝐷.
En cambio, las partículas más grandes tienen menor intensidad de
magnetización y están menos libres para moverse dentro de los huecos en los
sedimentos recientemente depositados; por lo tanto no resultan alineadas en
forma efectiva, ya sea por procesos deposicionales o posdeposicionales.
Para cualquier grano de tamaño mayor que un grano de arena, las energías
mecánicas comienzan a ser más importantes que el efecto de alineamiento
producido por el c.m.t. sobre las partículas ferromagnéticas. Así, es más difícil
para partículas de arena y grava adquirir una 𝑀𝑅𝐷 significativa. Además, los
sedimentos gruesos son generalmente permeables y pueden experimentar
cambios químicos debido a la circulación de agua subterránea, con probables
efectos sobre los minerales ferromagnéticos. Por esto, los granos de arcilla o
arenas finas se prefieren en los estudios paleomagnéticos, y se evitan los de
mayor tamaño.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
16
La fijación de la 𝑀𝑅𝐷 ocurre cuando las partículas de sedimento se secan y la
consolidación restringe el movimiento. Una vez que el contacto físico de los
granos del entorno inhibe el movimiento, la 𝑀𝑅𝐷 se fija mecánicamente. La
fijación se extiende durante el período de secado y consolidación, con un rango
estimado mayor de 100 años, dependiendo del entorno. Las partículas
ferromagnéticas más grandes se fijan probablemente antes que las más finas
ubicadas en los intersticios (Tauxe, 1993).
1.3.4. Magnetización Remanente Viscosa (𝑀𝑅𝑉)
La magnetización remanente adquirida por un material con características
ferromagnéticas sufre cambios graduales con el transcurso del tiempo. Este
cambio no es importante en los lapsos del orden de ensayos de laboratorio,
pero para rocas de la corteza terrestre, para las que hay que considerar la
escala de tiempo geológica, el cambio puede ser importante. Esta variación
lenta de la magnetización se conoce como viscosidad magnética.
La viscosidad magnética afecta a la 𝑀𝑅𝑁 de dos formas: una porque produce
un decaimiento lento de la 𝑀𝑅𝑁 primaria adquirida por las rocas y otra porque
las mismas adquieren una magnetización remanente, llamada viscosa (𝑀𝑅𝑉),
bajo la acción del c.m.t. En efecto, si se someten rocas durante un período
largo a la acción de un campo magnético débil, algunas habrán adquirido una
𝑀𝑅𝑉 en la dirección del campo aplicado. Así, tanto el decaimiento viscoso
como la 𝑀𝑅𝑉 enmascaran la 𝑀𝑅𝑁 primaria con el transcurso del tiempo y
desde el punto de vista paleomagnético, se comporta como un ruido
indeseable.
Los granos con fuerzas coercitivas más bajas adquieren rápidamente 𝑀𝑅𝑉, y
por lo tanto son portadores de la misma. Esta conexión causal entre baja
coercitividad y predominancia en portar la 𝑀𝑅𝑉 es importante para explicar la
desmagnetización de 𝑀𝑅𝑉 en rocas con presencia de magnetita (Butler, 1992).
1.4. Dominios magnéticos
Algunos materiales, en particular los ferromagnéticos, están constituidos por
dominios o zonas locales, caracterizadas por una magnetización espontánea
Capítulo 1. Introducción Teórica.
17
dada, dentro de los cuales existe un perfecto ordenamiento de los momentos
magnéticos atómicos; este concepto fue propuesto por Weiss en 1907. Sin
embargo, los momentos magnéticos de dominios vecinos no son paralelos
entre sí en presencia de campos de poca intensidad, e incluso son
antiparalelos en un estado desmagnetizado perfecto. Las zonas de transición o
de discontinuidad entre dominios magnéticos vecinos se denominan paredes
de Bloch (Figura 1.4). A través de dichas paredes la dirección de los spines de
los electrones no apareados debe cambiar continuamente, desde la
correspondiente a un dominio hasta aquella del dominio vecino. Esto implica
que a través de una pared de Bloch, los momentos magnéticos atómicos
poseen direcciones muy distintas de aquellas correspondientes al eje de
magnetización fácil del cristal (Valencio, 1980).
Figura 1.4: Esquema de las paredes de Bloch
La orientación de los momentos magnéticos atómicos en el material está sujeta
a la acción de las fuerzas resultantes de distintas energías, a saber: energía de
permuta, magnetocristalina, magnetoelástica, térmica y magnetoestática. Tanto
el grosor como la energía de la pared son los resultantes del equilibrio entre la
energía de permuta y la energía magnetocristalina; la acción de la primera
tiende a aumentar el grosor de la pared mientras que la de la segunda tiende a
disminuirla (Valencio, 1980).
Consecuentemente, los dominios magnéticos juegan un rol significativo en el
control de las propiedades magnéticas de materiales magnéticos naturales.
Una propiedad importante de los materiales ferromagnéticos es que tienen un
Capítulo 1. Introducción Teórica.
18
momento magnético neto mucho más grande que en el caso de materiales
paramagnéticos o diamagnéticos. Esta magnetización remanente se debe a
que las interacciones magnéticas de intercambio entre átomos vecinos son tan
fuertes que son capaces de alinear los momentos ferromagnéticos atómicos a
pesar de las agitaciones térmicas. El espesor de las paredes depende de las
energías involucradas por las regiones de adyacencia, y en general las zonas
son de dimensiones comparables a 100 átomos, aproximadamente 0,01 a
0,1 𝜇𝑚 (Valencio, 1980).
1.4.1. Dominios Múltiples o Multidominio (𝑀𝐷)
Cuando las muestras que presentan dominios múltiples son sometidas a la
influencia de un campo magnético externo, se producen movimientos de las
paredes de los dominios favoreciendo el crecimiento de aquellos con
componentes de magnetización en la dirección del campo aplicado. Cuando el
campo aplicado es moderado, la magnetización inducida tiene una
dependencia lineal con el mismo, y las paredes del dominio se mueven en
zonas de campo reversible. Una vez removido el campo, las paredes vuelven a
su posición de equilibrio, correspondiente a la energía mínima. Por el contrario,
si los campos aplicados son fuertes, las paredes de los dominios son atrapadas
en zonas donde no pueden volver a su posición de equilibrio original, cayendo
a puntos de equilibrio locales. De esta forma, por “atrapamiento” de las paredes
de los dominios, es que una magnetización remanente puede surgir a partir de
la aplicación de campos magnéticos a materiales con este tipo de dominio.
Cuando la magnetización de todos los dominios está alineada con la dirección
del campo aplicado, se dice que la muestra llegó a la saturación (Thompson
and Oldfield, 1986).
1.4.2. Dominios Simple (𝐷𝑆)
Cuando los granos son suficientemente pequeños se puede despreciar el
efecto de la energía de sus paredes en los procesos de magnetización y
considerar que el material se comporta como un dominio magnético simple. La
magnetización remanente de los granos con dominio simple es mucho mayor y
Capítulo 1. Introducción Teórica.
19
más estable que aquella de granos multidominio (Thompson and Oldfield,
1986).
En el caso de dominios magnéticos de hierro de forma esférica, la densidad de
la energía magnetoestática es de 6 𝑥 105 𝐽/𝑚3 dado que la energía de la pared
es de 0,1 𝐽/𝑚2, surge que el tamaño crítico de la partícula de hierro que aún
conserva las características totales de un dominio es del orden de 0.01 𝜇𝑚, las
partículas más pequeñas podrían comportarse como dominios simples (Maher
and Thompson, 1999)
1.4.3 Dominios Pseudo-Simple (𝐷𝑃𝑆)
La estructura magnética y el comportamiento de los granos 𝐷𝑃𝑆, son un
intermedio entre los granos 𝐷𝑆 y los granos 𝑀𝐷 en el que las partículas
contienen más de un dominio pero exhiben muchas de las propiedades típicas
de las partículas 𝑆𝐷. En particular estos granos tienen una remanencia estable
pero son de una intensidad más débil que los granos 𝐷𝑆. Los granos de 𝐷𝑃𝑆
son muy comunes en muchos tipos de rocas (Maher and Thompson, 1999).
1.4.4. Dominios Superparamagnéticos (𝑆𝑃)
Se presentan en materiales con granos muy pequeños, con diámetros de
alrededor de 0.001 𝜇𝑚 a 0.01 𝜇𝑚. Estos granos no adquieren una
magnetización remanente, ya que a temperatura ambiente las energías
térmicas son comparables a las energías magnéticas involucradas. Sin
embargo, en presencia de un campo aplicado tienen una alineación magnética
total.
La susceptibilidad, en el caso de granos con dominios superparamagnéticos,
resulta ser mucho mayor que la que se obtiene en una cantidad equivalente de
granos con dominios simples o múltiples. Esto significa que la presencia de una
pequeña proporción de granos superparamagnéticos en una muestra natural
puede tener un importante efecto en su valor de susceptibilidad (Thompson and
Oldfield, 1986).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
20
1.5. Mineralogía magnética de los sedimentos
Con el objeto de caracterizar desde el punto de vista magnético a los
sedimentos lacustres, se llevan a cabo experiencias en el laboratorio que
consisten en mediciones mediante diferentes técnicas de magnetización y ciclo
de histéresis. A partir de estos estudios es posible establecer la concentración,
mineralogía y tamaño de grano de los minerales magnéticos involucrados. En
la siguiente tabla se detallan los valores aproximados de algunos parámetros
para los diferentes minerales magnéticos.
Tabla 1.1: Propiedades magnéticas típicas de muestras minerales (Maher y
Thompson, 1999). Los parámetros se definen en las secciones subsiguientes.
Mineral
𝑇𝐶
(°𝐶)
𝑀𝑆
(𝐴𝑚2/𝑘𝑔)
(10−6𝑚3/𝑘𝑔)
𝑀𝑅𝐴
(𝑚𝐴𝑚2/𝑘𝑔)
𝑀𝑅𝐼𝑆
(𝐴𝑚2/𝑘𝑔)
Magnetita 575 92 400-560 18-110 9-22
Titanomagnetita 200 24 170-200 80-480 7-12
Hematita 675 0.5 0.6 0.002 0.24
Ilmenohematita 100 30 25 480 8
Greigita 300 20 120 110 11
Pirrotita 300 17 50 80 4.5
Goethita 150 0.5 0.7 0.005 0.05
Hierro 770 220 2000 800 80
Paramagnético 1/T - 1 0 0
Diamagnético constante - -0.006 0 0
1.5.1. Magnetización Remanente Anhistérica (𝑀𝑅𝐴)
Se conoce como 𝑀𝑅𝐴 a la magnetización remanente originada en una
sustancia ferromagnética, como consecuencia de la acción simultánea de un
campo magnético constante (ℎ) y un campo magnético alterno decreciente (𝐻)
de mayor intensidad, cuya magnitud se reduce lentamente a 0. Este campo
inicialmente satura la sustancia ferromagnética durante cada uno de sus ciclos.
Capítulo 1. Introducción Teórica.
21
Es particularmente sensible a tamaños de grano de dominio simple y pseudo-
simple (𝐷𝑆 y 𝐷𝑃𝑆) (Thompson and Oldfield, 1986).
1.5.2. Magnetización Remanente Isotérmica (𝑀𝑅𝐼)
La magnetización remanente adquirida por la exposición a un campo
magnético intenso a temperatura constante, usualmente temperatura ambiente,
se llama magnetización remanente isotérmica (𝑀𝑅𝐼). Esto puede surgir
naturalmente (por un rayo, por ejemplo), pero más comúnmente se refiere a los
procedimientos utilizados en el laboratorio, donde una muestra es expuesta a
un campo conocido. La magnitud de la magnetización depende de la intensidad
del campo aplicado. Esta dependencia se estudia sometiendo a la muestra a
campos cada vez más intensos, y midiendo la magnetización después de cada
exposición (Thompson and Oldfield, 1986).
1.5.2.1 Magnetización Remanente Isotérmica de Saturación (𝑀𝑅𝐼𝑆)
Si el campo que se utiliza para impartir una 𝑀𝑅𝐼 es suficiente para alcanzar la
saturación, se habla de magnetización remanente isotérmica de saturación
(𝑀𝑅𝐼𝑆). La 𝑀𝑅𝐼𝑆 se utiliza a menudo para representar la remanencia adquirida
por una muestra después de la exposición al mayor campo disponible en el
laboratorio. Este suele ser del orden de 1,2 𝑇 y puede, o no, en realidad
alcanzar la verdadera saturación. El espectro de coercitividad obtenido por el
incremento de 𝑀𝑅𝐼 es una técnica de laboratorio muy utilizada para obtener
información acerca de las características mineralógicas de la muestra
(Thompson and Oldfield, 1986).
Si a una muestra que alcanzó la 𝑀𝑅𝐼𝑆, se le aplican campos reversos de
magnitudes crecientes, la magnetización adquirida va disminuyendo, hasta que
para un determinado campo, la magnitud de la remanencia es cero. Dicho
campo es denominado coercitividad de la remanencia, 𝐵𝐶𝑅. Este parámetro
guarda relación con el tipo de material magnético que compone la muestra y el
tamaño de grano magnético. Para la mayoría de los minerales ferrimagnéticos,
𝐵𝐶𝑅 varía entre 10 𝑚𝑇 para granos multidominios y 50 𝑚𝑇 para dominios
simples. Valores mayores a 100 𝑚𝑇 son comunes para minerales
antiferromagnéticos (Turner, 1997).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
22
1.5.3. Temperatura de Curie
Las propiedades magnéticas de los materiales ferri y ferromagnéticos cambian
dramáticamente a una temperatura crítica particular, llamada de Temperatura
de Curie (𝑇𝐶). Por debajo de esta temperatura un material ferromagnético
puede tener magnetizaciones muy altas, mientras que por encima de la 𝑇𝐶 el
ordenamiento ferromagnético se rompe y pasa a comportarse como un
paramagnético (Thompson and Oldfield, 1986).
Este parámetro es de gran ayuda para diagnosticar la presencia de minerales
magnéticos en una muestra. En la Tabla 1.1 se muestran algunos valores
característicos.
1.5.4. Histéresis
En la Figura 1.5 se muestra la magnetización adquirida (𝑀) versus campo
aplicado (𝐻) de una muestra natural compuesta de una mezcla de materiales
ferrimagnéticos y paramagnéticos. La curva comienza con la muestra
desmagnetizada (𝑀 = 0), esta magnetización crece lentamente a medida que
aumenta el campo, si se quita este campo, la magnetización vuelve a cero
(estado reversible). A medida que el campo aumenta, la magnetización cambia
el comportamiento lineal y deja de ser reversible como con campos bajos, a
este fenómeno se lo denomina histéresis (Thompson y Oldfield, 1986).
La pendiente del loop a magnetización cero es la magnetización inicial o
magnetización a campos bajos. Para un material paramagnético, a medida que
aumenta el campo, una magnetización débil continua creciendo a ritmo
constante, mientras que para un ferrimagnético la curva alcanza la saturación.
A la magnetización a la cual satura se la denomina magnetización de
saturación 𝑀𝑆. A medida que el campo empieza a reducirse, la magnetización
tambien se reduce, alcanzando el valor de 𝑀𝑅𝑆 cuando el campo es
completamente removido. Al aplicar campos en la dirección opuesta, la
magnetización se reduce hasta el valor cero nuevamente, el campo al cual esto
ocurre se denomina campo coercitivo 𝐻𝐶. Pero es necesario un campo mayor
para eliminar la magnetización remanente, este campo es 𝐻𝐶𝑅, la coercitividad
de remanencia (Evans and Heller, 2003).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
23
Figura 1.5: Ciclo de histéresis magnética (𝑀 vs. 𝐻) para una muestra natural
típica con algunos parámetros indicados en la curva (Evans and Heller, 2003).
A partir de la curva de histéresis puede construirse una gráfica de la relación
entre la remanencia de saturación y la magnetización de saturación 𝑀𝑅𝑆/𝑀𝑆 vs.
la relación entre la coercitividad de remanencia y el campo coercitivo, 𝐻𝐶𝑅/𝐻𝐶.
Esta gráfica fue propuesta por Day et al. (1977), como un método para
discriminar el estado del dominio de una muestra (𝐷𝑆, 𝐷𝑃𝑆 o 𝑀𝐷). En la Figura
1.6 se muestran las curvas teóricas para la magnetita construida a partir del
estudio de diferentes composiciones de volumen de granos 𝑀𝐷 o 𝑆𝑃 en granos
𝑆𝐷 (Day, 1997; Dunlop, 2002).
Capítulo 1. Introducción Teórica.
24
Figura 1.6: Curvas Teóricas del diagrama de Day modificadas por Dunlop
(2002) calculadas para la magnetita. Los números a lo largo de las curvas son
fracciones de volumen de una componente blanda (𝑆𝑃 o 𝑀𝐷) en gránulos 𝑆𝐷.
1.6. Parámetros asociados y cocientes interparamétricos .
1.6.1. Factor 𝐹
El factor 𝐹 se define mediante la siguiente relación:
𝐹 % = 𝑘𝑙𝑜𝑤 − 𝑘ℎ𝑖𝑔ℎ
𝑘𝑙𝑜𝑤 ∗ 100
Donde 𝑘𝑙𝑜𝑤 es la susceptibilidad medida en baja frecuencia (470 𝐻𝑧) y 𝑘ℎ𝑖𝑔ℎ es
la susceptibilidad medida en alta frecuencia (4700 𝐻𝑧). Este factor permite
Capítulo 1. Introducción Teórica.
25
estimar el porcentaje del material con dominios 𝑆𝑃 existente en la muestra
como se puede ver en la Tabla 1.2.
Tabla 1.2: Interpretación de los valores del factor 𝐹(%) (Bartington Instruments
Ltd., 1994. Operation Manual).
𝐹 bajo < 2% No hay granos 𝑆𝑃 (< 10%)
𝐹 medio (2 − 10)% Mezcla de granos 𝑆𝑃 con granos no 𝑆𝑃
de mayor tamaño, o granos 𝑆𝑃 <
0,005 𝜇𝑚.
𝐹 alto (10 − 14)% Todos son granos 𝑆𝑃 (> 75%)
𝐹 muy alto > 14% Valores raros, medición errónea,
anisotropía, muestra débil o contaminada
1.6.2. Cociente 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜
Se define como
𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 = −𝑀𝑅𝐼−300𝑚𝑇
𝑀𝑅𝐼𝑆
Donde 𝑀𝑅𝐼−300𝑚𝑇 es la 𝑀𝑅𝐼 adquirida con un campo reverso aplicado de
300 𝑚𝑇. La mayoría de los minerales ferrimagnéticos (minerales
“magnéticamente blandos”, como la magnetita) saturan en campos menores a
300 𝑚𝑇, de modo que 𝑀𝑅𝐼−300𝑚𝑇 es aproximadamente igual a 𝑀𝑅𝐼𝑆,
obteniéndose un valor de 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 alrededor de 1. Materiales antiferromagnéticos
como hematita y goethita (minerales magnéticamente “duros”) muestran
valores de 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 menores, alrededor de 0.7 − 0.8 (Turner, 1997).
1.6.3. 𝑀𝑅𝐴/𝑘
La 𝑀𝑅𝐴 es sensible a granos ferrimagnéticos finos cercanos al límite 𝐷𝑃𝑆/𝐷𝑆.
Por otro lado, todos los minerales ferrimagnéticos presentes en una muestra
contribuyen a la 𝑘. De modo que, si las muestras contienen de manera
homogénea minerales ferrimagnéticos, este cociente aumenta a medida que
Capítulo 1. Introducción Teórica.
26
disminuye el tamaño de grano. Si la presencia de minerales 𝑆𝑃 es muy grande
el cociente decrece notablemente (Turner, 1997).
1.6.4. 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘
Tiene una respuesta similar al cociente anterior, aumentando a medida que
aumenta la proporción de granos finos. Como también depende de 𝑘, decrece
mucho cuando la fracción de granos 𝑆𝑃 es importante (Turner, 1997). El
cociente 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 también es útil como indicador de la presencia de greigita
cuando se obtienen valores mayores a 25 − 30 𝑘𝐴/𝑚 (Roberts et. al., 1996).
1.6.5. 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆
También aumenta al disminuir el tamaño de grano, con la diferencia que, como
los granos con dominios 𝑆𝑃 no contribuyen ni a la 𝑀𝑅𝐴 ni a la 𝑀𝑅𝐼𝑆 se evitan
ambigüedades debidas a la presencia de granos muy pequeños (Turner, 1997).
1.6.6. Campo destructivo medio de la 𝑀𝑅𝑁 y de la 𝑀𝑅𝐴 (𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 )
Es el campo magnético necesario para que la intensidad de la 𝑀𝑅𝑁 o la 𝑀𝑅𝐴
disminuya al 50% de su valor inicial. Brinda información sobre la estabilidad de
las muestras y tamaños de granos magnéticos. Es una medida de la
coercitividad de los portadores de la remanencia y por lo tanto depende de la
mineralogía y tamaño de grano magnético. Cuando la mineralogía magnética
es uniforme, el campo destructivo medio de la magnetización remanente
natural informa sobre el tamaño de grano magnético (Turner, 1997).
Capítulo 2. Labor Experimental
27
2. LABOR EXPERIMENTAL
2.1. Descripción del sitio de estudio
La laguna Melincué (Figura 2.1) es un espejo de agua dulce poco profundo
(aproximadamente 4 𝑚 de profundidad en 2014, según Guerra et al., 2015),
ubicado en la provincia de Santa Fe, Argentina (33 ° 41 ′27.8′′𝑆,
61 ° 31 ′36.5′′𝑂).
Figura 2.1: Ubicación de la laguna Melincué, Santa Fe, Argentina. Vista
satelital.
La laguna se encuentra ubicada en la llanura pampeana y tiene un área de
alrededor de 1495 𝑘𝑚2, la cual fue reducida a 678 𝑘𝑚2 por la construcción en
1941 y el reacondicionamiento en 1977, del canal de San Urbano. Dicha
construcción fue realizada para disminuir el área de influencia real de la laguna
y evitar inundaciones (melincue.gob.ar). En esos momentos, el nivel de la
laguna era tan alto que llegaba a la ciudad de Melincué. Durante 2017, aún con
el canal en funcionamiento, la laguna desbordó inundando parte de la ciudad.
Pasotti et al. (1984), muestran mapas donde se puede encontrar la evolución
de la laguna. Las inundaciones están relacionadas con episodios de El Niño,
con eventos de alta precipitación (Guerra et al., 2015).
Capítulo 2. Labor Experimental
28
La cuenca se ubica en un bloque tectónico hundido. La laguna es una cuenca
cerrada sin afluentes o efluentes de flujo permanente importantes, y el agua
solamente se elimina por evaporación (Pasotti et al., 1984).
La precipitación media anual es de unos 970 𝑚𝑚, con las más altas
precipitaciones durante el otoño. Las temperaturas medias anuales varían entre
9,5° 𝐶 y 24°𝐶 en invierno y verano, respectivamente. La descripción general del
clima actual es subhúmedo-húmedo templado. La laguna Melincué está situada
al 𝑁𝐸 de la diagonal árida, que divide a los vientos del Oeste de la Patagonia
del sistema Monsonal de Sudamérica (Bruniard, 1982; Guerra, et al., 2015).
Los vientos dominantes provienen del 𝑁 causando una alta humedad relativa y
elevadas temperaturas. Los vientos del 𝑆𝑂 son menos frecuentes, tienen alta
intensidad y provocan condiciones más secas y bajas temperaturas (Pasotti et
al., 1984).
2.2. Trabajo de campo y extracción de testigos
Se realizaron dos campañas de trabajo, la primera durante octubre de 2014 y la
segunda en mayo de 2015. En ambas se llevaron a cabo labores de campo
para la recolección de testigos lacustres (muestras continuas de sedimentos).
Las muestras obtenidas son de gran valor ya que aportan, una vez procesadas,
resultados acerca del comportamiento del campo geomagnético en esas
latitudes, de las cuales hay muy poca información.
Durante la primer campaña se extrajo el testigo 𝐿𝑀𝑒 (cilíndrico de 6 𝑐𝑚 de
diámetro) de la zona costera a una profundidad de 45 𝑐𝑚.
En la segunda campaña, cuyo objetivo era recolectar testigos de sedimento en
diferentes puntos de la laguna utilizando una balsa (Figura 2.2 (a)), se
extrajeron 9 testigos de sedimento cortos que se denominaron 𝐿𝑀𝑒1 a 𝐿𝑀𝑒9.
La extracción de los testigos fue realizada mediante 2 métodos:
Hincando tubos de PVC de 6 cm de diámetro en el sedimento (Figura
2.2 (b)).
Capítulo 2. Labor Experimental
29
Utilizando un sacatestigos tipo Ruso de fabricación local mediante el
cual eran obtenidos semi-cilindros de 6 cm de diámetro (Figura 2.2(c) y
(d)).
(a) (b)
(c) (d)
Figura 2.2: a) Balsa utilizada para realizar las extracciones. b) Extracción con
tubos de PVC. c) y d) Extracción con sacatestigo de construcción local.
Capítulo 2. Labor Experimental
30
En la Tabla 2.1 se detalla la información acerca de la extracción de los testigos.
Tabla 2.1: Resumen de la información de los testigos extraídos
Nombre del
Testigo
Ubicación Longitud del
testigo (cm)
Profundidad de la
laguna (m)
𝐿𝑀𝑒 33°41’28”S 61°31’36”O 74 0,45
𝐿𝑀𝑒1 33°40’13”S 61°29’25”O 20 1
𝐿𝑀𝑒2 33°40’48”S 61°28’48”O 20 2,5
𝐿𝑀𝑒3 33°40’48”S 61°28’48’O 17 2,1
𝐿𝑀𝑒4 33°41’24”S 61°28’48”O 38 3,5
𝐿𝑀𝑒5 33°40’20”S 61°29’19”O 22 0,8
𝐿𝑀𝑒6 33°40’22"S 61°29’21”O 28 0,8
𝐿𝑀𝑒7 33°40’22”S 61°29’23”O 40 0,8
𝐿𝑀𝑒8 33°40’41”S 61°30’27”O 40 0,8
𝐿𝑀𝑒9 33°40’55”S 61°30’56”O 47 0,8
En la Figura 2.3 se observa la ubicación de extracción de cada uno de los
testigos
Capítulo 2. Labor Experimental
31
Figura 2.3: Lugar de extracción de los testigos 𝐿𝑀𝑒 a 𝐿𝑀𝑒9
2.3. Estudios Previos
Los sedimentos lacustres han sido ampliamente estudiados en todo el mundo a
través de técnicas magnéticas con la finalidad de llevar a cabo estudios
paleoclimáticos y paleomagnéticos (Veski et al., 2004, Sroubek et al., 2007;
Moernaut et al., 2010; Gogorza et al.,2012; Irurzun et al., 2014a; Lund and
Platzman, 2016). Respecto de los estudios paleoclimáticos, las mediciones de
magnetismo de roca son muy útiles para investigar la mineralogía, la
concentración y el tamaño de grano de los minerales magnéticos contenidos en
un testigo de sedimento (Liu et al., 2012; Irurzun et al., 2014b). Por otro lado,
los estudios paleomagnéticos (variaciones seculares 𝑉𝑆 y paleointensidades
relativas 𝑃𝐼𝑅) se utilizan para interpretar el comportamiento del campo
magnético de la Tierra y como herramientas para la datación de sedimentos
(Yang et al., 2000; Irurzun et al., 2014c.). La combinación de ambos tipos de
estudio conduce a una mejor interpretación de los resultados obtenidos, en
conjunto con estudios provenientes de otras disciplinas.
Aunque hay muchos estudios sobre la llanura pampeana (Biasatti et al., 1999;
Piovano et al., 2004, Laprida et al., 2009; Brunetto et al., 2010; Irurzun et al.,
Capítulo 2. Labor Experimental
32
2014b; entre otros), pero muy pocos de ellos en la Laguna Melincué. Entre los
estudios disponibles, Pasotti et al. (1984) realizaron un análisis hidrológico e
identificaron dos subcuencas que causan diversas formas superficiales y
subterráneas de escorrentía en las zonas más bajas. Principalmente, trataron
de detectar la causa del aumento descontrolado del nivel de la laguna. Se
sugirió un enfoque interdisciplinario para resolver el problema y realizar un
análisis sedimentario. Guerra et al. (2015) llevaron a cabo estudios
paleoclimáticos en dos testigos cortos de sedimentos en esta laguna.
Determinaron tres unidades sedimentarias que representan diferentes
condiciones ambientales las cuales incluyen la Anomalía Climática Medieval
(MCA entre 950 y 650 años antes del presente (AP)) y la Pequeña Edad de
Hielo (LIA entre 600 y 130 años AP).
2.4. Sub-muestreo de los testigos
Los testigos que fueron extraídos con tubos de PVC se dividieron en dos
mitades longitudinales utilizando una sierra y tanza. Para evitar la
contaminación del material al entrar en contacto con la sierra, los tubos eran
marcados por los costados sin realizar el corte total. La separación de las dos
mitades del testigo se completaba con un hilo de nylon (tanza). Luego se
describieron, fotografiaron (Figura 2.4 y 2.5) y se almacenaron en cámara a 4°𝐶
hasta el momento de realizar las mediciones.
Figura 2.4: Vista del Testigo 𝐿𝑀𝑒.
Figura 2.5: Vista del Testigo 𝐿𝑀𝑒 9.
En el laboratorio, fueron sub-muestreados de forma continua con cajas de
plástico cúbicas (20𝑚𝑚 × 20𝑚𝑚 × 20𝑚𝑚) que fueron hincadas sobre la
Capítulo 2. Labor Experimental
33
superficie de una de las caras del testigo abierto como se ve en la Figura 2.6.
Además, los testigos sacados en mayo en 2015 fueron sub-muestreados cada
0,5 cm rellenando cajas cilíndricas.
Figura 2.6: Sub-muestreo de testigos.
De todos los testigos obtenidos, se eligieron el 𝐿𝑀𝑒 y el 𝐿𝑀𝑒 9 para este trabajo
por su ubicación y porque son los testigos extraídos de mayor longitud. Se
obtuvieron un total de 32 muestras cúbicas del testigo 𝐿𝑀𝑒; y 20 muestras
cúbicas y 97 muestras cilíndricas del testigo 𝐿𝑀𝑒 9.
2.5. Estudios realizados
En cada muestra de 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒 9 se llevaron a cabo una serie de mediciones
en laboratorio para caracterizar magnéticamente los sedimentos. El protocolo
de medición fue el siguiente:
La susceptibilidad magnética se midió utilizando un sensor
𝐵𝑎𝑟𝑡𝑖𝑛𝑔𝑡𝑜𝑛 𝑀𝑆3 cada 0,5 𝑐𝑚 en una de las mitades de los testigos. Por
otra parte, la susceptibilidad en las muestras cúbicas y cilíndricas se
midió en baja y alta frecuencia utilizando un susceptibilímetro
𝐵𝑎𝑟𝑡𝑖𝑛𝑔𝑡𝑜𝑛 𝑀𝑆2𝐵. La diferencia porcentual entre ambas mediciones se
utilizó para calcular la susceptibilidad dependiente de la frecuencia o
factor 𝐹 (Dearing et al., 1996).
La intensidad y las direcciones (declinación 𝐷(°) e inclinación 𝐼(°)) de la
𝑀𝑅𝑁 se midieron usando un magnetómetro 𝐽𝑅6𝐴 𝐷𝑢𝑎𝑙 𝑆𝑝𝑒𝑒𝑑 𝑆𝑝𝑖𝑛𝑛𝑒𝑟
(solo en las muestras cúbicas). La estabilidad de la 𝑀𝑅𝑁 y las
direcciones se analizaron mediante desmagnetización por campos
alternos (𝐴𝐹, por su sigla en inglés) utilizando un desmagnetizador 𝐴𝐹
Capítulo 2. Labor Experimental
34
(𝑀𝑜𝑙𝑠𝑝𝑖𝑛 𝐿𝑡𝑑.). Las muestras se desmagnetizaron sucesivamente con
campos 𝐴𝐹 crecientes de 5, 10, 15, 20, 25, 30, 35, 40, 50, 60, 70 y 100 𝑚𝑇.
La 𝑀𝑅𝐴 fue adquirida con un campo alterno máximo de 100 𝑚𝑇 y un
campo directo de 0,05 𝑚𝑇 utilizando el desmagnetizador 𝐴𝐹 y un
dispositivo adicional 𝑝𝐴𝑅𝑀 para aplicar el campo directo (𝑀𝑜𝑙𝑠𝑝𝑖𝑛 𝐿𝑡𝑑.).
Para medir la remanencia adquirida se usó el magnetómetro rotativo
𝐽𝑅6𝐴 𝐷𝑢𝑎𝑙 𝑆𝑝𝑒𝑒𝑑 𝑆𝑝𝑖𝑛𝑛𝑒𝑟.
La 𝑀𝑅𝐼 fue impartida utilizando un magnetizador de pulso
𝐴𝑆𝐶 𝑆𝑐𝑖𝑒𝑛𝑡𝑖𝑓𝑖𝑐 𝑀𝑜𝑑𝑒𝑙 𝐼𝑀 − 10 − 30. Esto se hizo gradualmente con
campos directos entre 0 y 1,2 𝑇 hasta alcanzar la 𝑀𝑅𝐼𝑆 y posteriormente
se aplicaron campos de sentido opuesto hasta anular la remanencia
magnética. Para medir la remanencia adquirida se usó el magnetómetro
rotativo 𝐽𝑅6𝐴 𝐷𝑢𝑎𝑙 𝑆𝑝𝑒𝑒𝑑 𝑆𝑝𝑖𝑛𝑛𝑒𝑟.
Se utilizó una Balanza de Traslación de Campo Variable (Modelo
𝑀𝑀𝑉𝐹𝑇𝐵) con el fin de obtener las curvas de histéresis, incluyendo el
campo coercitivo (𝐻𝐶), el campo coercitivo remanente (𝐻𝐶𝑅), la
magnetización de saturación (𝑀𝑆) y la magnetización remanente de
saturación (𝑀𝑅). La relaciones de coercitividad (𝐻𝐶𝑅/𝐻𝐶) y de
remanencia (𝑀𝑅/𝑀𝑆) se utilizan como parámetros para el diagrama de
Day (modificado por Dunlop, 2002). Estas mediciones se llevaron a cabo
en el Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) de la
Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), México.
Con el fin de investigar la mineralogía magnética, se midió la
dependencia de la magnetización con la temperatura (𝑀 vs. 𝑇) para
todas las muestras de ambos testigos con un Kappabridge Multifunción
(Modelo 𝑀𝐹𝐾1 − 𝐹𝐴). Estas mediciones se llevaron a cabo en el
Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) de la
Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), México.
Finalmente se calcularon los parámetros asociados 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 ,𝑆, 𝐵𝐶𝑅, 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘,
𝑀𝑅𝐴/𝑘 y 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
35
3. PROCESAMIENTO DE DATOS
3.1. Correlación
Los gráficos (a) y (c) de las Figuras 3.1 y 3.2, muestran en forma resumida la
información correspondiente a los testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 de Guerra, et al. (2015).
Estos gráficos muestran datos de susceptibilidad en función de la profundidad.
Además puede observarse información sobre litología, tasas de sedimentación y
registros sobre los dos episodios climáticos más importantes del último milenio:
la Pequeña Edad de Hielo (LIA) (Bradley 2000; Glasser et al. 2002) y la
Anomalía Climática Medieval (MCA) (Stine, 1994). Las muestras de los testigos
𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 fueron datadas usando 210Pb y 14C en el Instituto de Pesquisas
Energéticas e Nucleares (IPEN, Sao Paulo, Brasil) con lo cual puede calcularse
una edad para cada profundidad de sedimentación. En particular, se muestran
como referencia 5 edades correspondiente a dataciones del testigo 𝑀7𝑏 en el
gráfico (a). El gráfico (b) de estas figuras muestra los registros de 𝑘 medida cada
0,5 𝑐𝑚 para el testigo 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒 9.
Se realizó la correlación entre los testigos de Guerra, et al. (2015) y los
estudiados en este trabajo, mediante la correspondencia de picos, valles
comparando rasgos característicos de susceptibilidad magnética y litología. En
las Figuras 3.1 y 3.2 fueron señalados con flechas los puntos de correlación más
importantes. Debe tenerse en cuenta que cada uno de los testigos fue extraído
de diferentes zonas de la laguna y medidos con distinta densidad de puntos por
lo que se observan variaciones en magnitud pero similares tendencias
generales.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
36
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110
0
160
320
480
640
800
Vel Sed:0,03cm/anos
LIA
MCA
Vel Sed:0,5cm/anos
LIAMCA
Vel Sed:0,57cm/anos Vel Sed:0,07cm/anos
a
1 2 3 4 5
0 10 20 30 40 50 60 70
0
100
200
300
400
500
Profundidad (cm)
k (
10
-5S
I)
b
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130
0
30
60
90
120
150
c
Figura 3.1: Correlación según susceptibilidad magnética del testigo 𝐿𝑀𝑒 con los
testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 . a) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las
unidades sedimentarias, tasas de sedimentación y eventos climáticos del
testigo 𝑀7𝑏 (Guerra, et al. 2015). Los números indican los puntos de control de
edad (1: 1976 ± 4 DC, 2: 1878 ± 10 DC, 3: 1454 ± 48 DC, 4: 1170 ± 55 DC, 5:
806 ± 78 DC). b) 𝑘 vs. profundidad del testigo 𝐿𝑀𝑒 estudiados en este trabajo.
c) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las unidades sedimentarias, tasas
de sedimentación y eventos climáticos del testigo 𝑀8𝑏 (Guerra, et al. 2015).
Capítulo 3. Procesamiento de datos
37
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110
0
160
320
480
640
800
MCA
MCA
LIA
LIA
432
Vel Sed:0,57cm/anos
0 10 20 30 40
0
100
200
300
1
k (
10
-5S
I)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130
0
30
60
90
120
150Vel Sed:0,07cm/anos
5
Vel Sed:0,03cm/anos
Profundidad (cm)
Vel Sed:0,5cm/anos
Figura 3.2: Correlación según susceptibilidad magnética del testigo 𝐿𝑀𝑒9 con
los testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏. a) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las
unidades sedimentarias, tasas de sedimentación y eventos climáticos del
testigo 𝑀7𝑏 tomadas de (Guerra, et al. 2015). Los números indican los puntos
de control de edad (1: 1976 ± 4 DC, 2: 1878 ± 10 DC, 3: 1454 ± 48 DC, 4: 1170
± 55 DC, 5: 806± 78 DC). b) 𝑘 vs. profundidad del testigo 𝐿𝑀𝑒9 estudiados en
este trabajo. c) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las unidades
sedimentarias, tasas de sedimentación y eventos climáticos del testigo 𝑀8𝑏
(Guerra, et al. 2015).
A partir de los puntos de correlación, fueron calculadas las profundidades de
sedimentación por interpolación lineal. Mediante el uso de esta correlación se
transfirió la cronología establecida por Guerra, et al. (2015) a los testigos 𝐿𝑀𝑒 y
𝐿𝑀𝑒9. Como la correlación solo pudo realizarse hasta una edad de 500 años AP
(punto de control de edad 3), se extrapoló para calcular la edad basal de los
testigos. La extrapolación se calculó utilizando la velocidad de sedimentación
media. Tomando de 0 a 60 𝑐𝑚 para 𝐿𝑀𝑒, es de 0,26 𝑐𝑚/𝑎ñ𝑜 y de 0 a 33 𝑐𝑚,
para 𝐿𝑀𝑒9 es de 0,07 𝑐𝑚/𝑎ñ𝑜. La Figura 3.3 muestra el modelo de Edad-
Capítulo 3. Procesamiento de datos
38
Profundidad obtenido para estos testigos donde se muestra que la edad basal
calibrada para 𝐿𝑀𝑒 es de 720 años AP y para 𝐿𝑀𝑒9 es de 650 años AP. Las
curvas se graficaron haciendo coincidir la edad inicial de 𝐿𝑀𝑒9 con la
profundidad correspondiente a esa edad en el testigo 𝐿𝑀𝑒 (-10 AP - 1961 DC).
0 10 20 30 40 50 60 70 80
0
100
200
300
400
500
600
700
800
Profundidad de LMe9 (cm)
Ed
ad
(añ
os
AP
)
Profundidad de LMe (cm)
-10 0 10 20 30 40 50
Figura 3.3: Modelo de Edad-Profundidad para 𝐿𝑀𝑒 (rosa) y 𝐿𝑀𝑒9 (azul).
3.2. Análisis de magnetismo de rocas
En la Figura 3.4 se muestran los registros obtenidos a partir de las mediciones
realizadas sobre las muestras cúbicas de 𝑘, 𝑀𝑅𝑁, 𝑀𝑅𝐴 y 𝑀𝑅𝐼𝑆 en función de
la profundidad para ambos testigos, las curvas rosas corresponden al testigo
𝐿𝑀𝑒 y las curvas azules corresponden al testigo 𝐿𝑀𝑒9. Se observan
características similares y correspondencia entre picos y valles para los
parámetros más fuertemente dependientes de la concentración de minerales
magnéticos (𝑘, 𝑀𝑅𝐴 y 𝑀𝑅𝐼𝑆). 𝑀𝑅𝑁 muestra las mismas variaciones, lo que
ilustra claramente la influencia de la variación de concentración magnética en la
𝑀𝑅𝑁.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
39
70
60
50
40
30
20
10
00 250 500
k
(10-5 SI)
Pro
fun
did
ad
(cm
)0 75000
MRIS
(mA/m)
0 1250 2500
MRA
(mA/m)
0 75 150
MRN
(mA/m)
Unidad A
(-55 años AP
a -28 años AP)
Unidad C
(75 años AP
a 722 años AP)
Unidad B
(-28 años AP
a 75 años AP)
Figura 3.4: Parámetros dependientes de la concentración, 𝑘, 𝑀𝑅𝐼𝑆, 𝑀𝑅𝐴 y
𝑀𝑅𝑁 en función de la profundidad para 𝐿𝑀𝑒 (curva rosa) y 𝐿𝑀𝑒9 (curva azul).
La susceptibilidad magnética para el testigo 𝐿𝑀𝑒 oscila entre 113𝑥10−5 y
393𝑥10−5 𝑆𝐼. El cambio más notable que se observa es un fuerte aumento en la
concentración de minerales magnéticos a los 9,2 𝑐𝑚 (1978 DC) coincidente con
el cambio de unidad sedimentaria marcado por Guerra et. al (2015).
La susceptibilidad magnética para el testigo 𝐿𝑀𝑒 9 oscila entre 68𝑥10−5 y
277𝑥10−5 𝑆𝐼. En todos los parámetros dependientes de la concentración se ve
una tendencia decreciente hacia el tope, lo que indica una disminución en la
concentración de minerales magnéticos. El cambio más notable se observa a
los 23 𝑐𝑚 (1927 DC) donde los parámetros comienzan a disminuir más
rápidamente. Este testigo no registró el aumento observado en 1978 DC, a los
9,2 𝑐𝑚, ya que no están presentes los 50 años más recientes.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
40
En la Tabla 3.1 se muestran los promedios de los parámetros hasta aquí
analizados para cada una de las unidades sedimentarias de ambos testigos.
Tabla 3.1: Resumen de los valores medios de 𝑘, 𝑀𝑅𝐼𝑆, 𝑀𝑅𝐴 y 𝑀𝑅𝑁 para las 3
unidades sedimentarias de cada testigo.
𝐿𝑀𝑒 𝐿𝑀𝑒9
Unidad A Unidad B Unidad C Unidad B Unidad C
𝑘 (10−5 𝑆𝐼) 280 100 19050 20020 12030 23050
𝑀𝑅𝐼𝑆 𝐴
𝑚
5014 289 384 145 348
𝑀𝑅𝐴 𝑚𝐴
𝑚
1300700 700400 700100 180100 600200
𝑀𝑅𝑁 𝑚𝐴
𝑚
8040 5030 335 3020 8030
Las variaciones en el tamaño de grano magnético pueden ser observadas
mediante el análisis de relaciones de interparamétricas de parámetros
dependientes de la concentración. Los cambios de concentración que muestran
los testigos en 1978 DC (9,2 𝑐𝑚) para 𝐿𝑀𝑒 y 1927 DC (23 𝑐𝑚) para 𝐿𝑀𝑒9
coinciden con los cambios de los cocientes interparamétricos (𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y
𝑀𝑅𝐴/𝑘, Figura 3.5) que dependen del tamaño de grano magnético del material
que compone la muestra.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
41
70
60
50
40
30
20
10
00.00 0.02 0.04
Pro
fundid
ad (
cm
)
0 4 8
4 14 24
MRA/MRISMRA/k
(mA/m)
MRIS/k
(mA/m)
Unidad C
(75 años AP
a 722 años AP)
Unidad B
(-28 años AP
a 75 años AP)
Unidad A
(-55 años AP
a -28 años AP)
0.00 0.03 0.06
F (%)
Figura 3.5:Parámetros dependientes del tamaño de grano magnético (𝑀𝑅𝐴/
𝑀𝑅𝐼𝑆, 𝑀𝑅𝐴/𝑘, 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 y 𝐹) en función de la profundidad para 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9.
Los valores de 𝐹 se encuentran por debajo de 4% para la mayoría de las
muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒 y en su totalidad debajo del 3% para las muestras del
testigo 𝐿𝑀𝑒 9 (Figura 3.5), lo que implica que los granos superparamagnéticos
no son relevantes en los ensamblajes de granos magnéticos (Dunlop and
Özdemir, 2007).
Las variaciones en el tamaño de grano magnético pueden ser observadas
mediante el análisis de relaciones entre parámetros dependientes de la
concentración. 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘: muestran valores altos para tamaño de
grano magnético pequeño y viceversa (Turner, 1997). Ambas representaciones
varían con amplitudes similares en todo el registro para los dos testigos (Figura
3.3). En particular, para 𝐿𝑀𝑒 el sector entre los 27.6 y 9.2 𝑐𝑚 (1923-1978 DC)
muestra una ligera tendencia hacia granos magnéticos más finos, seguido de
Capítulo 3. Procesamiento de datos
42
una ligera tendencia hacia granos magnéticos más gruesos durante los últimos
30 años (Figura 3.5). Para 𝐿𝑀𝑒9 todo el testigo muestra muy poca variación de
tamaño de grano magnético sin indicar tamaños de grano magnético más fino a
partir de los 23 𝑐𝑚, a diferencia de 𝐿𝑀𝑒.
La Figura 3.6 muestra el registro de susceptibilidad magnética al final de la LIA
(1860-1900 DC), en comparación con los niveles de lluvia para la ciudad de
Buenos Aires. 𝑘 muestra un comportamiento opuesto al de las precipitaciones
entre 1861 y 1878 (𝑝𝑒𝑛𝑑𝑖𝑒𝑛𝑡𝑒 = −0,6 y coeficiente de correlación de 𝑟 = 0,4),
en consonancia con un ligero aumento de tamaño de grano magnético y una
mejor correlación directa entre 1879 y 1900 DC (𝑝𝑒𝑛𝑑𝑖𝑒𝑛𝑡𝑒 = 4,5, 𝑟 = 0,6)
cuando no se observan variaciones en el tamaño de grano magnético.
0
500
1000
1500
2000
2500
1860 1865 1870 1875 1880 1885 1890 1895 1900
mm
Years
90 85 80 75 70 65 60 55 50
0
150
300
450
Edad (años AP)
k (
10
-5S
I)
Edad (años DC)
Pre
cip
ita
cio
n m
ed
ia a
nu
al (m
m)
Figura 3.6: Comparación del registro de precipitaciones durante el período
1860-1900 en “Estancia los Yngleses” General Lavalle, Prov. de Buenos Aires
(según Deschamps et al., 2014) con la susceptibilidad magnética (𝑘) del testigo
𝐿𝑀𝑒.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
43
La adquisición gradual de la 𝑀𝑅𝐼 en campos de hasta 1,2 𝑇 (Figura 3.7)
muestra que el 90% de la 𝑀𝑅𝐼𝑆 fue adquirida en campos de 200 𝑚𝑇 en la
mayoría de las muestras de ambos testigos en las tres unidades litológicas.
-300 0 300 600 900 1200-60000
-30000
0
30000
60000
Unidad A
Muestra 4 (9.2 cm; 1978 AD)
Unidad B
Muestra 12 (27.6 cm; 1923 AD)
Unidad C
Muestra 24 (55.2 cm; 1530 AD)
MR
I (m
A/m
)
B (mT)
200 mT
(a)
-300 0 300 600 900 1200-60000
-30000
0
30000
60000
200 mT
Unidad B
Muestra 4 (5.9 cm; 1948 AD)
Unidad C
Muestra 20 (45.8 cm; 1232 AD)
MR
I (m
A/m
)
B (mT)
(b)
Figura 3.7: Adquisición de la 𝑀𝑅𝐼 en función del campo aplicado para una
muestra de cada unidad litológica a) 𝐿𝑀𝑒 b) 𝐿𝑀𝑒9.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
44
La eliminación progresiva de la 𝑀𝑅𝐼𝑆 por la aplicación de campos reversos en
forma creciente indica que el 𝐵𝐶𝑅 (Figura 3.8) varía aproximadamente entre 26
y 43 𝑚𝑇 (disminuyendo de la base al tope) para el testigo 𝐿𝑀𝑒 y, entre 32 𝑚𝑇 y
42 𝑚𝑇 para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 mostrando la misma tendencia decreciente de base
a tope, hasta los 23 𝑐𝑚 donde empieza a crecer.
Se analizaron las curvas de adquisición de la 𝑀𝑅𝐼 por el método desarrollado
por Kruiver (2001) que consiste en ajustar estas curvas a una distribución
normal logarítmica para cuantificar la distribución magnética cuando hay más
de una componente. El ajuste puede hacerse debido a que la distribución del
tamaño de grano magnético es logarítmica, típica de los constituyentes de
trazas en las rocas. El método discrimina en base a la coercitividad de cada
mineral (Kruiver et al., 2001). Para el testigo 𝐿𝑀𝑒 se encontraron dos
componentes mineralógicas, la primaria corresponde al 90 % de la composición
de las muestras con un 𝐵𝐶𝑅 de 47 𝑚𝑇 y la secundaria al restante 10 % con un
𝐵𝐶𝑅 de 79 𝑚𝑇. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 se obtuvieron dos componentes bien
diferenciadas cada una de ellas con un 𝐵𝐶𝑅 de 42 𝑚𝑇 y 100 𝑚𝑇. A diferencia
del testigo 𝐿𝑀𝑒 no existe una proporción pareja de las componentes a lo largo
del testigo sino que el porcentaje de la componente secundaria crece de base a
tope desde 14 % a 40 %, siendo este aumento más pronunciado a partir de la
muestra 4, lo que se corresponde con un aumento del 𝐵𝐶𝑅 total, como muestra
la Figura 3.8.
El 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 para 𝐿𝑀𝑒 aumenta desde 0,93 en la base hasta 0,95 en la parte
superior del testigo, el testigo 𝐿𝑀𝑒9 varía entre 0,92 y 0,94 hasta los 23 𝑐𝑚, a
partir de ese punto hasta el tope decrece hasta los 0,82, como se ve en la
Figura 3.8.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
45
70
60
50
40
30
20
10
020 30 40
Pro
fun
did
ad
(cm
)
0 25 50
0.8 0.9 1.0
Unidad C
(75 años AP
a 722 años AP)
Unidad B
(-28 años AP
a 75 años AP)
Unidad A
(-55 años AP
a -28 años AP)
Sratio
BCR
(mT) % Comp. Sec.
Figura 3.8: Estimadores de mineralogía magnética (𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 y 𝐵𝐶𝑅) y porcentaje de
la componente secundaria en la muestra en función de la profundidad para 𝐿𝑀𝑒
y 𝐿𝑀𝑒9.
Para el testigo 𝐿𝑀𝑒 se ven valores típicos para los minerales tipo magnetita o
titanomagnetita, de acuerdo con la gráfica de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 vs. 𝐵𝐶𝑅 (Figura 3.9,
Peters and Dekkers, 2003). Por otra parte, estos autores también indican la
posibilidad de encontrar maghemita con valores similares de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 y 𝐵𝐶𝑅.
Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 se ven claramente valores típicos de maghemita, sin
descartar magnetita y/o titanomagnetita que se encuentran en la misma región.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
46
1 10 100 1000 10000
0.1
1
10
100
1000
MR
IS/k
(kA
/m)
BCR
(mT)
Greigitas
Hematitas
Magnetitas
Maghemitas
Titanomagnetitas
Figura 3.9: Gráfica de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 vs. 𝐵𝐶𝑅 para 𝐿𝑀𝑒 (rosa) y 𝐿𝑀𝑒9 (azul)
(Modificado de Peters and Dekkers, 2003)
Los gráficos de 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 vs. profundidad (Figura 3.10) muestran que
ambos tienen un pequeño rango de variación. Los valores medios de 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁
y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 para 𝐿𝑀𝑒 son 12,5 y 16,9 𝑚𝑇 y para 𝐿𝑀𝑒9 son 13,4 y 17,5 mT,
respectivamente.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
47
0 10 20 30 40 50 60 70
5
10
15
20
U CU BU A
Profundidad (cm)
CDMMRA
(mT)
CDMMRN
(mT)
(a)
(b)
Figura 3.10: 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴en función de la profundidad a) 𝐿𝑀𝑒 b) 𝐿𝑀𝑒9.
0 10 20 30 40 50
5
10
15
20
25
Profundidad (cm)
CDMMRA
(mT)
CDMMRN
(mT)
U B U C
Capítulo 3. Procesamiento de datos
48
-5000 -2500 0 2500 5000-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
Muestra 4
(9.2 cm; 1977 AD)
Unidad A
M/M
max
H (Oe)
(a)
-5000 -2500 0 2500 5000
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
Muestra 12
(27.6 cm; 1923 AD)
Unidad B
M/M
max
H (Oe)
-5000 -2500 0 2500 5000
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
M/M
max
H (Oe)
Muestra 5
(10.6 cm; 1927 AD)
Unidad B
(b)
-5000 0 5000
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
Muestra 24
(55.2 cm; 1530 AD)
Unidad C
M/M
max
H (Oe)
-5000 -2500 0 2500 5000
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
M/M
max
H (Oe)
Muestra 15
(34.1 cm; 1470 AD)
Unidad C
(c)
Figura 3.11: Ciclo de histéresis el testigo 𝐿𝑀𝑒 (izquierda) y 𝐿𝑀𝑒9 (derecha).
Una muestra representativa de cada unidad sedimentaria: (a) A, (b) B y (c) C.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
49
En la Figura 3.11 se muestran los ciclos de histéresis para 3 muestras de las
unidades sedimentarias A, B y C del testigo 𝐿𝑀𝑒 y 2 muestras de las unidades
sedimentarias B y C para 𝐿𝑀𝑒9. Estas curvas fueron corregidas para eliminar la
contribución de materiales para y diamagnéticos. La forma de los ciclos de
histéresis (Figura 3.11) es característica de minerales magnéticos de dominio
pseudosimple (𝐷𝑃𝑆) para ambos testigos (Dunlop and Özdemir, 1997) e indica
que el testigo está formado por conjuntos de partículas que muestran el mismo
comportamiento característico de minerales con coercitividad pequeña o
magnéticamente “blandos” (Dunlop, 2002).
Los análisis de variación de la magnetización con la temperatura indican que
para el testigo 𝐿𝑀𝑒 el cero de magnetización se alcanza durante el
calentamiento (Figura 3.12, izquierda) para valores muy cercanos a la
temperatura de Curie de la magnetita para todas las muestras (580 °𝐶; Dunlop
and Özdemir, 1997, 2007). Además, se puede detectar una fase de alta
temperatura débil (𝑇𝐶 > 580°𝐶).
Durante el proceso de enfriamiento todas las curvas 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 del testigo 𝐿𝑀𝑒 son
reversibles hasta los 500°𝐶 aproximadamente, a partir de este punto y hasta el
final del enfriamiento presenta un comportamiento algo distinto de las curvas de
calentamiento (con una magnetización menor hasta los 200°𝐶 y una
magnetización mayor desde los 200°𝐶 hasta 0°𝐶) pero aproximadamente
reversible.
Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 el cero de magnetización no se pudo alcanzar durante el
calentamiento (Figura 3.12, derecha) por protocolo de trabajo, por lo que para
obtener el punto 𝑀 = 0 𝑒𝑚𝑢/𝑔 se extrapolaron los puntos llegando a una
temperatura cercana a la temperatura de Curie de la hematita para todas las
muestras (675 °𝐶; Dunlop and Özdemir, 1997, 2007). Hay una serie de
soluciones sólidas entre magnetita y la maghemita, que se convierte en
hematita al calentarlas a más de 300°𝐶, por lo que la temperatura de Curie de
la maghemita puede variar de 590°𝐶 a 675 °𝐶 ya que tiene las características
magnéticas de la magnetita pero la composición similar a la hematita.
Comparando lo observado en los gráficos de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 con los datos obtenidos
Capítulo 3. Procesamiento de datos
50
con el gráfico de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 𝑣𝑠.𝐵𝑐𝑟 (Figura 3.9) vemos que el mineral magnético
que domina en la mayoría de las muestras es la maghemita.
Todas las muestras de las unidades sedimentarias A y B Figuras 3.12 (a) y (b)
(derecha) se comportan de manera diferente a las muestras de la unidad
sedimentaria C (Figura 3.12 (c)).Esto puede deberse a un mayor contenido de
titanio en las muestras de las unidades A y B. En particular, la titanomaghemita
invierte su comportamiento durante el calentamiento a una fase de la
titanomagnetita mostrando una caída a las 200°C donde se encuentra la
temperatura de Curie de la titanomagnetita cuando el contenido de titanio es
alto (Dunlop and Özdemir, 1997). Por lo que para las unidades A y B las curvas
de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 sugieren que titanomaghemita y titanomagnetita son las fases
mineralógicas más abundantes, y en mucho menor proporción podría estar
presente hematita, en cambio las muestras de la unidad C sugieren la
presencia de maghemita y en menos proporción hematita.
Durante el enfriamiento, las curvas 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 de las muestras de la unidad B del
testigo 𝐿𝑀𝑒 9 son menos reversibles que las del testigo 𝐿𝑀𝑒, presentando un
claro aumento de 𝑀 respecto del calentamiento desde los 300°𝐶 hasta los 0°𝐶.
En cuanto a las curvas de las muestras de la unidad C, presentan un
comportamiento distinto que las anteriores y se observa que son totalmente
reversibles hasta los 400°𝐶, a partir de este punto muestran un pequeño
incremento en la magnetización hasta el final del enfriamiento.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
51
0 200 400 6000.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
Muestra 4 (9.2 cm; 1977 AD)
M/M
max
T (°C)
(a)
0 200 400 600
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
Muestra 12 (27.6 cm; 1923 AD)
M/M
max
T (°C)
0 200 400 600
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
M/M
max
T (°C)
Muestra 5 (10.6 cm; 1927 AD)
(b)
0 200 400 600
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
Muestra 24 (55.2 cm; 1530 AD)
M/M
max
T (°C)
0 200 400 600
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
M/M
max
T (°C)
Muestra 15 (34.1 cm; 1470 AD)
(c)
Figura 3.12: Curva de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 para 3 muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒 (izqueirda) y 3
muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒9 (derecha). Una muestra representativa de cada
unidad sedimentaria: (a) A, (b) B y (c) C. La flecha roja indica la curva de
calentamiento y la flecha azul indica la curva de enfriamiento.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
52
Las relaciones de los parámetros obtenidos de los ciclos de histéresis, 𝑀𝑅𝑆/𝑀𝑆
y 𝐻𝐶𝑅/𝐻𝐶, permiten construir el diagrama de Day (Day, 1977, modificado por
Dunlop, 2002. Figura 3.13), que puede utilizarse cuando el mineral magnético
presente en la muestra es magnetita. Vemos que todas las muestras de ambos
testigos pertenecen a la región de dominio 𝐷𝑃𝑆. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9, las
muestras que tienen un contenido muy bajo de magnetita no pueden ser
evaluadas con este diagrama, por eso se observan los resultados obtenidos
para 16 muestras.
Figura 3.13: Diagrama de Day (Day, 1977, modificado por Dunlop, 2002).
El gráfico de 𝑀𝑅𝐼𝑆 vs. 𝑘 (Thompson and Oldfield, 1986, Figura 3.14) es útil
para la estimación del tamaño de grano y la concentración magnética cuando el
principal mineral portador de la remanencia es magnetita.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
53
Para 𝐿𝑀𝑒 la mayoría de las muestras de la unidad A y C (𝑛 = 18) están en la
región de 2 − 4 𝜇𝑚 y, diez muestras procedentes de la unidad B y cuatro
muestras de las unidades A y C en la región de 4 − 8 𝜇𝑚. Sólo tres muestras
correspondientes a los años 1988, 1978 y 1969 DC tienen concentración de
magnetita > 0,1%.
Para el testigo 𝐿𝑀𝑒 9, todas las muestras se encuentran entre los 4 y 8 𝜇𝑚
distribuyéndose de forma parecida a las del testigo 𝐿𝑀𝑒, donde las muestras
correspondientes a la unidad B tiene un tamaño de grano algo mayor que las
de la unidad C. Todas las muestras se encuentran por debajo del 0,1% de
concentración de magnetita. En este caso se descartaron las muestras desde
la 1 a la 4 ya que tienen un alto porcentaje de hematita, donde, al igual que en
el caso del diagrama de Day no es posible evaluarlas en este gráfico.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
54
5000
100
200
300
400
500
k (
10
-5 S
I)
MRIS (mA/m)
8m 4m 2m
Concentra
cio
n m
agnétic
a0.1%
100000
(a)
5000
100
200
300
400
500
k (
10
-5 S
I)
MRIS (mA/m)
8m 4m 2m
Concentra
cio
n d
e M
agnetita
100000
0.1%
(b)
Figura 3.14: Gráfico de 𝑀𝑅𝐼𝑆 vs. 𝑘 (Modificado de Thompson and Oldfield,
1986). Cian para la Unidad A, amarillo para la Unidad B y marrón para la
Unidad C. (a) 𝐿𝑀𝑒 (b) 𝐿𝑀𝑒9
Capítulo 3. Procesamiento de datos
55
3.3. Análisis paleomagnético
3.3.1. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒
Los resultados de las desmagnetización por campo alterno (𝐴𝐹) de una serie
de muestras representativas se pueden observar en la Figura 3.15. La Figura
3.15 (a) muestra las direcciones de los vectores 𝐻 y 𝐹 (ver Figura 1.1) que
permiten calcular los ángulos de inclinación (𝐼) y declinación (𝐷), y la Figura
3.15 (b) muestra la intensidad de la 𝑀𝑅𝑁 al aplicar campos magnéticos
crecientes 𝐵.
La mayoría de las muestras no presentan cambios sistemáticos en la dirección
de su magnetización remanente durante la desmagnetización, pero si una débil
magnetización viscosa, la cual es fácilmente eliminada por un campo 𝐴𝐹 de
5 𝑚𝑇 (Figura 3.15 (a), muestra 12). Las intensidades de la 𝑀𝑅𝑁 fueron casi
completamente desmagnetizadas para campos de 60 𝑚𝑇 (Figura 3.15 (b)). Los
datos de desmagnetización de 10 𝑚𝑇 en adelante muestran un comportamiento
estable, y una dirección característica de la magnetización remanente que se
pueden calcular usando análisis de componentes principales (Kirschvink,
1980).
Se calcularon las desviaciones angulares máximas (MAD) realizando un ajuste
lineal sobre los datos direccionales de la Figura 3.15 (a) que indican el error
sobre los ángulos de inclinación y declinación. Para valores de MAD inferiores
a 10° se obtiene una dirección fiable, lo que ocurre para las muestras de las
unidades A y B (Figura 3.15, muestra 12). Para las muestras 20 a 27 (46 a
62 𝑐𝑚, 1855 a 1272 DC), es más difícil estimar una dirección confiable durante
la desmagnetización ya que los valores de MAD son mayores a 10° en algunos
casos (Figura 3.15, muestra 23).
Capítulo 3. Procesamiento de datos
56
(a)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
1.0
MRN/MRNmax MRN
max=55,08 mA/m
Muestra 12
(27.6 cm; 1922 DC)
B(mT)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
1.0
MRN/MRNmax
MRNmax
=26,06 mA/m
Muestra 23
(52.9 cm; 1650 DC)
B(mT)
(b)
Figura 3.15: Curvas de desmagnetización para dos muestras, la muestra 12
perteneciente a la unidad B y la muestra 23 perteneciente a la unidad C. El
75% de las muestras se comportan como la muestra 12 y el 25% restante se
comporta como la muestra 23.
Dado que durante el proceso de extracción, el testigo no se orienta con
respecto al norte magnético, los valores de declinación se centran sobre la
declinación media, y luego este valor se resta la totalidad del testigo para
centrar la curva alrededor de 0° (Figura 3.16). Se utiliza este método de centrar
la declinación media en 0° ya que este valor corresponde al del campo dipolar,
asumiendo que el c.m.t. se puede aproximar al de un dipolo centrado en el
centro de la Tierra (dipolo geocéntrico axial, GAD por su sigla en inglés).
Capítulo 3. Procesamiento de datos
57
-90
-60
-30
0
I (°
)
-100
-50
0
50
100
D (
°)
0 10 20 30 40 50 60 70 80
0
10
20
U CU B
MA
D (
°)
Profundidad (cm)
U A
Figura 3.16: Resultados direccionales del campo geomagnético 𝐼 y 𝐷 para 𝐿𝑀𝑒
con errores calculados de acuerdo con Khokhlov and Hulot (2016). El sector
rosa corresponde a muestras con registros de las direcciones menos confiables
y, como consecuencia, altos valores MAD.
3.3.2. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒 9
Los resultados de las desmagnetización por campo alterno para muestras
representativas del testigo 𝐿𝑀𝑒9 se muestran en la Figura 3.17. Ninguna de las
muestras de este testigo presenta cambios sistemáticos en la dirección de su
magnetización remanente durante la desmagnetización, pero muestran una
pequeña magnetización viscosa, la cual es fácilmente eliminada por un campo
𝐴𝐹 de 5 𝑚𝑇 (Figura 3.17). Las intensidades de la 𝑀𝑅𝑁 fueron casi
completamente desmagnetizadas para campos de 60 𝑚𝑇 (Figura 3.17). De
igual manera que en el caso anterior, los datos de desmagnetización de 10 𝑚𝑇
en adelante muestran un comportamiento estable, y una dirección
característica de la magnetización remanente que se pueden calcular usando
análisis de componentes principales (Kirschvink, 1980). Se obtuvieron valores
de MAD inferiores a 6° excepto la muestra 1 que tiene un MAD de
aproximadamente 10°.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
58
(a)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
1.0
MRN/MRNmax
MRNmax
= 61,3 mA/m
Muestra 10
(22,3 cm; 1875 DC)
B (mT)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
1.0MRN
max= 84,9 mA/mMRN/MRN
max
Muestra 14
(31.7 cm; 1600 DC)
B (mT)
(b)
Figura 3.17: Curvas de desmagnetización para dos muestras, la muestra 10
pertenece a la unidad B y la muestra 14 pertenece a la unidad C.
Al igual que en el caso anterior, los valores de declinación se centran sobre la
declinación media, y luego este valor se resta a la totalidad del testigo para
centrarla alrededor de 0° (Figura 3.18).
Capítulo 3. Procesamiento de datos
59
-90
-60
-30
0
I(°)
-100
-50
0
50
100
U CU B
D(°
)
0 10 20 30 40 50
0
5
10
MA
D (
°)
Profundidad (cm)
Figura 3.18: Resultados direccionales del campo geomagnético para 𝐿𝑀𝑒9. 𝐼 y
𝐷 con errores calculados de acuerdo con Khokhlov y Hulot (2016).
3.3.3 Comparación de los registros direccionales con los modelos
geomagnéticos
En la Figura 3.19 se muestra la comparación de la inclinación y la declinación
magnética medida en los testigos 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9 con los modelo GUFM1
(Jackson et al., 2000) y Cals3k.4b (Korte and Constable, 2011; Korte et al.,
2011) que fueron construidos sobre base de datos paleomagnéticos. Para
realizar la comparación se interpolaron las curvas de inclinación y declinación
de cada testigo, en tres tramos según el ritmo de sedimentación y en
consecuencia de la densidad de datos de cada período. El primer tramo va
desde 1230 a 1306 DC (8 puntos), el segundo de 1306 a 1846 DC (6 puntos) y
el último desde 1846 a 1966 DC (20 puntos). La curva que muestra la Figura
3.19 es el promedio de la interpolación de ambos testigos tanto para la
inclinación como para la declinación. No fue considerado el período 1966-2005
para realizar la interpolación ya que el testigo 𝐿𝑀𝑒9 no cuenta con datos en ese
lapso de tiempo.
Capítulo 3. Procesamiento de datos
60
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
-40
-20
0
20
40
60
Este trabajo
GUFM1 (Jackson et al., 2000)
CALS3k.4 (Korte and Constable, 2011)
D (
°)
Edad ( DC)
(a)
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
-70
-60
-50
-40
-30
-20 Este trabajo
GUFM1 (Jackson et al., 2000)
CALS3k.4 (Korte and Constable, 2011)
I(°)
Edad ( DC)
(b)
Figura 3.19: Los registros de inclinación (a) y declinación (b) para la laguna
Melincué obtenidos en este trabajo y los modelo GUFM1 (Jackson et al., 2000)
y Cals3k.4 (Korte y Constable, 2011).
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
61
4. DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS
4.1 Estudios de magnetismo de roca
La correlación por susceptibilidad 𝑘 de los testigos estudiados en este trabajo
con los testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 de Guerra et al. (2015) en esta misma laguna,
permitió obtener la información acerca del lapso de tiempo representado por
𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9, que, como puede verse en la Figura 3.2 se extiende a 720 años y
650 años AP respectivamente.
Los curvas de los parámetros de concentración magnética (remanencias y 𝑘)
muestran en ambos testigos correspondencia entre picos y valles (Figura 3.4).
Esto indica que la principal influencia de las variaciones observadas en la 𝑀𝑅𝑁
se deben a variaciones en la concentración de minerales magnéticos. Este
comportamiento fue observado por Lisé-Pronovost et al. (2012) en casos de
una mineralogía magnética dominada por magnetita. La correlación entre
ambos testigos es buena para la unidad sedimentaria C y parte de la B. A partir
de los 23 cm hacia el tope se observa un comportamiento diferente entre las
dos curvas que puede deberse a que el testigo 𝐿𝑀𝑒9 tenga mayor
concentración de materia orgánica en esta parte. El testigo 𝐿𝑀𝑒 muestra una
ligera disminución en los parámetros de concentración a los 39,1 𝑐𝑚 (1876 DC)
y representa el límite entre las unidades litológicas C y B en el que el contenido
de los sedimentos cambia de gris compacto a altos porcentajes de materia
orgánica (Guerra et al., 2015). Esta tendencia también se muestra levemente
en el testigo 𝐿𝑀𝑒9.
Los cocientes 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘 (Figura 3.5) para 𝐿𝑀𝑒 sugieren que el
tamaño de grano magnético tiene pequeñas variaciones desde la base hasta
aproximadamente 1911 DC. Posteriormente, el tamaño de grano magnético
tiene una importante disminución (𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘 aumentan) hasta el año
1978 DC y a partir de ese momento hasta el presente se vuelve más grueso.
Para 𝐿𝑀𝑒9, estos cocientes sugieren que el tamaño de grano magnético tiene
pequeñas variaciones similares a 𝐿𝑀𝑒 superpuestas a una tendencia general
que indica un aumento en el tamaño de grano, de base a tope, el cual se hace
más pronunciado a partir de 1916 DC.
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
62
A partir del gráfico 𝑀𝑅𝐼𝑆 𝑣𝑠.𝑘 (Figura 3.13) se pudo estimar el tamaño de grano
en las muestras donde el principal portador magnético es magnetita (fueron
eliminadas para este análisis las primeras 4 muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒9). Para el
testigo 𝐿𝑀𝑒 el tamaño de grano varía de 2 a 8 𝜇𝑚 y para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 varía
entre 4 y 8 𝜇𝑚. Las variaciones de tamaño de grano mostradas por los
coeficientes interparamétricos 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘 se corresponden con las
mostradas en este gráfico.
Los valores de 𝐹 se encuentran por debajo de 4% para la mayoría de las
muestras de ambos testigos, lo que implica que los granos
superparamagnéticos no son relevantes en los ensamblajes de granos
magnéticos.
Las curvas de histéresis y el diagrama de Day de ambos testigos presentan
características típicas de minerales de dominio pseudosimple.
La adquisición gradual de la 𝑀𝑅𝐼 en campos de hasta 1,2 𝑇 dan información de
que el 90% de la 𝑀𝑅𝐼𝑆 fue adquirida en campos de hasta 200 𝑚𝑇 en la
mayoría de las muestras de ambos testigos, lo que es característico por la
presencia mayoritaria de minerales magnéticamente blandos (minerales fáciles
de magnetizar/desmagnetizar).
De acuerdo a la gráfica 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 vs. 𝐵𝐶𝑅 (Figura 3.8, Peters y Dekkers, 2003)
del testigo 𝐿𝑀𝑒 se observan valores típicos para minerales tipo magnetita o
titanomagnetita, y/o maghemita. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 se ven valores que
sugieren la presencia de maghemita, magnetita y/o titanomagnetita.
El análisis de las curvas de adquisición de la 𝑀𝑅𝐼 por el método desarrollado
por Kruiver (2001), para el testigo 𝐿𝑀𝑒, muestran dos componentes
magnéticas, una de ellas se corresponde con una componente
magnéticamente blanda: magnetita (𝐵𝐶𝑅 = 47 𝑚𝑇, 90%) y la otra con una
componente magnéticamente dura (𝐵𝐶𝑅 = 79 𝑚𝑇, 10%) y para el testigo 𝐿𝑀𝑒9
muestran dos componentes muy similares a las anteriores, una de ellas con
valores de 𝐵𝐶𝑅 = 42 𝑚𝑇 y la otra con valores de 𝐵𝐶𝑅 = 100 𝑚𝑇, pero a
diferencia del caso anterior el porcentaje de la segunda componente crece de
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
63
base a tope desde 14 % a 40 % haciéndose más notoria la presencia de
minerales magnéticamente duros, o sea con 𝐵𝐶𝑅 altos en el testigo.
El análisis de las curvas de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 sugiere la presencia de magnetita para el
testigo 𝐿𝑀𝑒 y de maghemita y/o titanomaghemita para el testigo 𝐿𝑀𝑒9.
En la siguiente tabla se resume toda la información desarrollada hasta aquí:
Tabla 4.1: Resumen de los resultados del magnetismo de roca para los testigos
𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9
𝑳𝑴𝒆 𝑳𝑴𝒆𝟗
Parámetros de
concentración
Minerales
Ferrimagnéticos
Minerales
Ferrimagnéticos
Factor 𝑭 Baja o nula presencia de
granos 𝑆𝑃
Baja o nula presencia de
granos 𝑆𝑃
𝑴𝑹𝑰𝑺/𝒌 vs. 𝑩𝑪𝑹 (Titano) Magnetita /
(Titano) Maghemita
(Titano) Maghemita/
(Titano) Magnetita
Método de Kruiver con
las curvas 𝑴𝑹𝑰
(Titano) Magnetita /
(Titano) Maghemita /
Hematita
(Titano) Magnetita /
(Titano) Maghemita/
Hematita
𝑴 𝒗𝒔.𝑻 Magnetita (Titano) Maghemita /
Hematita
𝑴𝑹𝑰𝑺 𝒗𝒔.𝒌 2 𝜇𝑚 a 8 𝜇𝑚 4 a 8 𝜇𝑚
Curvas de histéresis Dominio 𝐷𝑃𝑆 Dominio 𝐷𝑃𝑆
Diagrama de Day Dominio 𝐷𝑃𝑆 Dominio 𝐷𝑃𝑆
En la Tabla 4.1 se observa que para el testigo 𝐿𝑀𝑒 los portadores mayoritarios
son minerales ferrimagnéticos como magnetita de dominio pseudosimple,
además de un bajo porcentaje de minerales antiferrimagnéticos tipo hematita.
Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 también se observa la presencia de dos minerales
magnéticos siendo el principal portador de la remanencia un mineral
ferrimagnético, como magnetita y otro secundario antiferrimagnético, como
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
64
hematita, ambos de dominio pseudosimple. Algunos de los estudios utilizados
para realizar este análisis muestran la presencia de maghemita en el testigo
𝐿𝑀𝑒9, lo que puede explicarse teniendo en cuenta que este mineral magnético
presenta las características magnéticas de la magnetita pero una composición
similar a la hematita. En ambos testigos se sugiere la presencia de titanio sobre
todo en las Unidades A y B.
4.2 Estudios paleomagnéticos
Como resultado del estudio de la estabilidad de la 𝑀𝑅𝑁, se observa que la
mayoría de las muestras presentan una magnetización monocomponente,
comportamiento similar al que se puede encontrar en otros sedimentos
lacustres (Gogorza et al, 2012). Por otra parte, se puede ver que la
magnetización es casi totalmente destruida con campos alternos de 60 𝑚𝑇.
Esto nos permite concluir que los portadores magnéticos principales presentes
en las muestras tienen fuerzas coercitivas bajas, tal como se mencionó en la
sección 4.1. Sólo siete muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒 presentaban una
magnetización remanente de una componente pero con un comportamiento
más errático. Estas muestran fueron analizadas especialmente ya que no se
encontraban en la parte superior del testigo (en ese sector es común encontrar
el sedimento menos consolidado ya que hay mayor cantidad de agua y esto
puede provocar que el sedimento se mueva dentro del portamuestra), sino en
el intervalo que va desde los 46 a los 62 𝑐𝑚 (1855 – 1272 DC,
respectivamente). La laguna es sensible a los cambios ambientales (Guerra et
al, 2015) y como el testigo fue extraído en la costa tiene la ventaja de detectar
este tipo de cambios. Cuando el nivel de la laguna decrece por una sequía, el
material luego de su deposición, puede ser movido de su posición original y por
eso se ve más de una componente en las muestras correspondientes a este
período. Probablemente testigos del centro de la laguna no detecten estos
cambios.
La inclinación media, calculada sobre los datos del promedio de la interpolación
de ambos testigos, es de −47° ± 7° y muestra una muy buena concordancia
con la inclinación media calculada sobre el modelo Cals3k.4 (Korte y
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
65
Constable, 2011) en el período de estudio que es de −46° 9° y con la
inclinación teóricamente esperada en el sitio estudiado (−53°) para un campo
magnético terrestre teórico generado por un dipolo axial geocéntrico GAD, lo
que respalda los resultados obtenidos.
Mediante un estudio comparativo de las curvas de 𝐼 y 𝐷 de los testigos 𝐿𝑀𝑒 y
𝐿𝑀𝑒9, las cuales se interpolaron y luego se promediaron entre sí, con los
modelos GUFM1 (Jackson et al., 2000) y Cals3k.4 (Korte y Constable, 2011) se
observó que hay un buen acuerdo para ambos testigos, aunque con algunas
diferencias en la amplitud. Debe considerarse que entre 1300 y 1800 DC hay
muy baja densidad de datos.
Los valores de inclinación tienen mayor y menor amplitud comparadas con las
predicciones del modelo pero siguen la misma tendencia. En el período 1228 a
1648 DC la amplitud es mayor y de 1648 a 1966 DC la amplitud es menor. La
mayor discrepancia se observa en el período 1648-1873 DC, aunque hay que
tener en cuenta que sólo hay tres valores medidos en esa sección. El
corrimiento en edad de la curva de inclinación de este trabajo respecto de los
modelos puede deberse a que la datación de los testigos de Guerra et al (2015)
tiene un error promedio de 50 años para el período 1228-1870 DC.
Un análisis similar se puede realizar para el registro de declinación. Los valores
de declinación de este trabajo muestran un muy buen acuerdo de 1306 a 1846
DC. Para el período 1228-1306 DC, la declinación muestra menor amplitud que
los modelos. La mayor discrepancia se observa en el período 1846-1966 DC,
entre 1846 a 1932 DC los valores registrados muestran una amplitud menor
que en el modelo y de 1932 a 1966 DC la amplitud observada es mayor.
Las discrepancias en algunos períodos pueden deberse a que los modelos
GUFM1 y CAL3k.4 no son suficientes para reproducir las características locales
no dipolares. Un indicio de esto puede verse en los gráficos de declinación en
el intervalo de tiempo 1850 – 1966 DC en el cual se ve una tendencia muy
distinta a la que muestran los modelos. Serán necesarios más estudios en la
región para aclarar esta cuestión.
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
66
4.3 Observaciones climáticas
Los valores de declinación e inclinación para los testigos son, en general,
consistentes entre muestras consecutivas y revelan que los cambios de la
dirección se dan gradualmente. En los últimos dos milenios el clima ha sido
bastante inestable, con fases húmedas interrumpidas por fases secas, como la
Anomalía Climática Medieval o la Pequeña Edad de Hielo (Cioccale, 1999,
Piovano et al, 2002, Laprida et al., 2009a, Stutz et al., 2012). Es probable que
entre 1300 y 1800 DC el clima haya sido más seco que el actual (Bradley 2000;
Luckman and Villalba 2001; Glasser et al. 2002). Un aumento en el tamaño de
grano magnético estaría sugerido por un mínimo en el cociente 𝑆𝐼𝑅𝑀/𝑘 y el
aumento en los valores de MAD. Esto indicaría que el nivel del agua de la
laguna en ese sector era bajo durante este período y el sedimento se pudo
mover en un entorno más energético, en consonancia con el registro histórico
de la zona (Deschamps et al., 2014). En particular, un fuerte fue construido
alrededor de 1780 DC durante el Virreinato del Rio de la Plata, cuando el lago
tenía un bajo nivel de agua (comunicación personal, Museo de la Ciudad de
Melincué). La fijación de la magnetización probablemente se produce durante
la consolidación del sedimento, a una profundidad conocida como la
profundidad lock-in, donde la porosidad del sedimento disminuye hasta el punto
de que las partículas se fijan (Tauxe, 1998). Debido a que los testigos se
recogieron cerca de la orilla y a que las condiciones secas podrían haber
afectado a la zona en ese período, puede que el sedimento no se haya
consolidado como en el resto del testigo y haya sido movido de su posición
original por las olas, en consecuencia se observan mayores errores angulares
en la determinación de las componentes direccionales del campo magnético.
Sobre la base de los datos históricos, Laprida y Valero-Garcés (2009) sugieren
tres momentos de clímax a lo largo del tiempo en la pampa húmeda: el primero
entre 1480 y 1690 DC correspondiente a un período en su mayor parte
húmedo; el segundo entre 1700 y 1850 DC, cuando el clima hubiera sido más
seco que el actual; y, finalmente, la tercera etapa con condiciones más
húmedas, que se ha establecido desde 1850 DC. Coincidentemente,
Deschamps et al. (2014) sugieren un aumento de la precipitación anual de
unos 200 𝑚𝑚 cada 50 años a partir de mediados del siglo 𝑋𝑉𝐼𝐼𝐼 hasta
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
67
principios del siglo 𝑋𝑋, con el establecimiento de condiciones de humedad
desde mediados del siglo 𝑋𝐼𝑋. Coincidiendo con la indicada por Laprida y
Valero-Garcés (2009, véase también Deschamps et al., 2003). Las condiciones
de clima seco y frio corresponden a los efectos de la Pequeña Edad de Hielo,
que habrían afectado a la región pampeana con más intensidad en un corto
período de 150 años. Sin embargo, la LIA ha sido un fenómeno global, que
comenzó en 1300 DC y terminó en 1870 DC aproximadamente (deMenocal,
2001). En la Patagonia, Argentina, varios autores indican condiciones frías y
húmedas para el período 1540-1820 DC (Haberzettl et al, 2005 y otros autores
citados en ese trabajo). En testigos de hielo peruvianos se encontraron
condiciones húmedas 1500-1720 DC seguidas por condiciones secas 1720 -
1860 DC (Thompson et al., 1985). La comparación del registro de
susceptibilidad magnética de este trabajo al final de la LIA (1860-1900 DC), en
comparación con los niveles de lluvia para la ciudad de Buenos Aires muestra
una ligera tendencia al aumento de las precipitaciones entre mediados del siglo
𝑋𝐼𝑋 y principios del siglo 𝑋𝑋, coincidiendo con el final de la LIA y el
establecimiento de las condiciones actuales, con significativa variabilidad
climática. Puntualmente, la correlación positiva a partir de 1878-1879 DC
probablemente podría indicar el final de la LIA en la región de Melincué. De
acuerdo con la información mencionada anteriormente sobre las Pampas, se
observa una coincidencia entre las fechas del final de la LIA y el final del
período seco, pero hay discrepancias en las fechas de inicio. La razón de las
discrepancias es que cada variación de proxy o indicador climático puede ser
causada por varios forzantes climáticos diferentes y los errores derivados de
los métodos utilizados para datar las muestras. En consecuencia, la extensión
del evento LIA podría variar en diferentes entornos.
La Anomalía Climática Medieval sigue siendo un tema de debate (Crowley y
North, 1991; Stine, 1998). En un principio Lamb (1965) propuso el término
Período Cálido Medieval resumiendo y evaluando una variedad de registros no
instrumentales que indicaban que el período 1080-1200 DC se caracterizó por
veranos cálidos en toda Europa, con la excepción de un interludio frio durante
algún tiempo entre 1050 DC y 1150 DC (Stine, 1998). Este período era
bastante frío en el sur de Argentina (Haberzettl et al, 2005). Por lo tanto, son de
Capítulo 4. Discusión de los Resultados
68
mayor importancia las posibles anomalías en las precipitaciones durante ese
período. Durante este período, muchas zonas experimentaron episodios
pronunciados de sequía (Bradley, 2000). En este trabajo se registra
temporalmente el final de la MCA (1200-1300 DC), pero para comprobar la
presencia de este fenómeno en la región pampeana sería necesario tener el
lapso temporal completo en el testigo estudiado.
Capítulo 5. Conclusiones
69
5. CONCLUSIONES
A partir de los estudios llevados a cabo puede concluirse que la magnetización
remanente en los sedimentos analizados del testigo 𝐿𝑀𝑒 de la laguna Melincué
es portada por minerales ferrimagnéticos “blandos”, tipo magnetita de 𝐷𝑃𝑆
como dominio magnético principal con una muy baja proporción de minerales
ferrimagnéticos de alta coercitividad. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 la magnetización
también es portada por un mineral ferrimagnético “blando” tipo magnetita y/o
maghemita como portador principal y un mineral antiferrimagnético como la
hematita como portador secundario, ambos con 𝐷𝑃𝑆 como dominio magnético
principal.
La concentración de minerales magnéticos es menor a 0,1 % para las muestras
de ambos testigos salvo para 3 muestras de la unidad A del testigo 𝐿𝑀𝑒. El
tamaño de grano magnético varía entre 2 y 8 𝜇𝑚 para 𝐿𝑀𝑒, y 4 y 8 𝜇𝑚 𝐿𝑀𝑒9.
De acuerdo a la correlación con las curvas de edad de Guerra et al. (2015)
usando la susceptibilidad magnética volumétrica, el registro de los testigos
abarca aproximadamente los últimos 720 años AP para 𝐿𝑀𝑒 y 650 años AP
𝐿𝑀𝑒9.
Los cambios observados en la concentración magnética indican en forma
preliminar variaciones climáticas importantes durante el último milenio, mientras
que las variaciones de tamaño de grano magnético sugieren períodos de alto y
bajo nivel de la laguna. La magnetización remanente primaria fue recuperada
de todas las muestras estudiadas con valores de 𝑀𝐴𝐷 inferiores a 10° en la
mayoría de los casos.
El registro paleodireccional obtenido para la laguna Melincué tiene un buen
acuerdo con los modelos Cals3k.4 y GUFM1, las diferencias encontradas
pueden deberse a que estos modelos no representen las características no
dipolares locales.
Los cambios bien definidos en los parámetros magnéticos (tanto en los datos
direccionales como no direccionales) indican el potencial de esta laguna para
estudios paleomagnéticos.
Capítulo 5. Conclusiones
70
Trabajos a futuro
En forma inmediata, se prevé para trabajos futuros el estudio de 3 testigos
extraídos de la laguna en una campaña realizada en Octubre de 2016. Estos
nuevos testigos fueron extraídos del depocentro de la laguna, a diferencia de
los costeros estudiados en este trabajo. Es de esperar que no hayan sufrido los
cambios de nivel de la laguna de la misma manera que los testigos costeros,
por lo que permitirían obtener curvas de variaciones paleoseculares a partir de
las cuales podríamos determinar si los modelos que se utilizan al nivel global
logran representar las características no dipolares locales o efectivamente, los
modelos globales actuales no representan adecuadamente las variaciones
registradas a nivel local. Este tipo de análisis son los que resaltan la
importancia significativa de los estudios llevados a cabo en estas latitudes.
A la fecha los testigos se encuentran datados y se obtuvo una edad de
aproximadamente 116 años para los primeros 36 𝑐𝑚, por lo que se podrá hacer
una correlación con los testigos 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9 para el período 2016-1900 DC. El
estudio de este período es interesante ya que posibilita hacer un análisis
ambiental de alta resolución que lleve a alguna conclusión acerca de la relación
entre las inundaciones y la explotación agropecuaria en la zona. Recordamos
que en mayo de 2017 la ciudad de Melincué se inundó a causa del desborde
de la laguna y que en la zona los registros de lluvia más cercanos con los que
se cuenta son los de la ciudad de Buenos Aires.
71
REFERENCIAS
Bartington Instruments Ltd., 1994, Environmental magnetic susceptibility-
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APÉNDICE: Equipos utilizados
1. Susceptibilímetro Bartington Instruments Ltd.®
Susceptibilímetro Bartington Instruments Ltd.® model MS2 con sensor de
medición MS2B Dual Frecuency Sensor.
Principio de operación: Los sensores funcionan bajo el principio de inducción
de corriente alterna. Están conformados por un circuito oscilador alimentado
por una fuente; de esta manera se genera un campo magnético alterno de baja
intensidad. Cuando la muestra es colocada bajo la influencia de este campo,
varía la frecuencia del oscilador. Dicha variación está dada en forma de un
pulso que se transforma en susceptibilidad magnética a través de diversos
circuitos. Un esquema del sistema es el que puede verse en la Figura 1.
Figura 1: Esquema e imagen del susceptibilímetro
78
2. Magnetómetro JR6A Dual Speed Spinner
El magnetómetro JR6A Dual SpeedSpinner (Figura 2) se utiliza como un
instrumento de laboratorio para las mediciones de magnetización remanentede
muestras de roca en los estudios de magnetismo de roca.
Principios de operación:La muestra gira a una velocidad angular constante en
el portamuestra dentro de un par de bobinas. Un voltaje de corriente alterna es
inducido en las bobinas cuya amplitud y fase dependerá de la magnitud y
dirección del vector de magnetización remanente de la muestra. La tensión se
amplifica, se filtra y digitalizada. Mediante análisis de Fourier software utilizado
calcula dos componentes rectangulares de la proyección de vector de
magnetización remanente en el plano perpendicular al eje de rotación. (Manual
de operación del Magnetómetro JR6A Dual Speed Spinner).
Figura 2: Imagen del magnetómetro JR6A Dual Speed Spinner
3. Magnetizador de pulso ASC Scientific Model ÍM-10-30
Para magnetizar las muestras se utilizó un magnetizador de pulso ASC
Scientific Model IM 10-30 (Figura 3), capaz de manejar campos desde 30 G a
50 KG usando 2 bobinas diferentes para distintos rangos de campo.
79
Principios de operación: El campo utilizado para la magnetización de las
muestras es producido por la descarga de un banco de capacitores a través de
una bobina que rodea la cavidad que contiene el espécimen. El banco de
capacitores es cargado con un voltaje correspondiente al campo requerido
(Manual de operación del Magnetizador de Pulso ASC Scientific Model IM 10-
30).
Figura 3: Magnetizador de pulso ASC Scientific Model ÍM-10-30 y una de las
bobinas.
4. Desmagnetizador por campo alterno Molspin Ltd.
Para aislar la magnetización remanente primaria de las muestras se utilizó un
desmagnetizador por campo alterno Molspin Ltd. (Figura 4). Este equipo
permite desmagnetizar muestras a través del método de campo alterno.
Principio de operación: El campo electrónicamente controlado tiene valores de
pico de más de 0.1 𝑇 a 180 𝐻𝑧. La muestra de 1 pulgada de diámetro por 1
pulgada de alto se sujeta en un vaso girador de 2 ejes. La bobina dentro de la
cual se produce la desmagnetización está protegida por una pared triple de
µ −𝑚𝑒𝑡𝑎𝑙. Una vez que la muestra es colocada en el portamuestra, se lleva el
𝑣𝑎𝑟𝑖𝑎𝑐 al máximo de escala, se selecciona un determinado valor pico de campo
alterno y una pendiente de decrecimiento, se empieza la rotación de la muestra
y finalmente se aplica el campo deseado.
80
Figura 4: Desmagnetizador por campo alterno Molspin Ltd
5. MFK1-FA. Multifunción Kappabridge
Este instrumento de laboratorio es el más preciso del mundo para medir la
anisotropía de susceptibilidad magnética (ASM) y la susceptibilidad magnética
en campos magnéticos débiles variables (rango de campo de 2 A/m a 700
A/m). La susceptibilidad magnética refleja muy sensiblemente cualquier ligera
variación de tipos y concentraciones de minerales magnéticos que excedan la
capacidad de la mayoría de los métodos analíticos convencionales. Su
potencia analítica puede ampliarse aún más cuando se mide en función de la
temperatura, la amplitud del campo aplicado o en varias frecuencias de
funcionamiento. Con este equipo se midieron las curvas de M vs. T.
81
Figura 5: Multifunción Kappabridge. MFK1-FA
6. Balanza de Traslación de Campo Variable (Model MMVFTB)
Este equipo es un magnetómetro de la alta sensibilidad especialmente
diseñado para mediciones de ciclos de histéresis, adquisiciones de IRM de
temperatura, coercitividad de remanencia y curvas termo-magnéticas.
Este instrumento no es solo una balanza de Curie sino que es una balanza de
traslación de campo variable ultra sensible (MMVFTB) que puede realizar
muchas tareas diferentes. Puede medir temperaturas de Curie de hasta 800 ° C
(rango de temperatura que abarca −180 a 800 °𝐶), curvas de adquisición de
𝑀𝑅𝐼 y campo reverso, y susceptibilidad magnética. El software del equipo
facilita los parámetros del diagrama Day y King para evaluar dominios
magnéticos.
82
Figura 6: Balanza de Traslación de Campo Variable (Model MMVFTB)
83
AGRADECIMIENTOS
En primer lugar, le quiero dar las gracias a mi familia, amigos y compañeros por
el apoyo incondicional que me brindaron a lo largo de estos años.
También les agradezco mucho a mis directoras Alicia y Claudia por su
compromiso, dedicación y apoyarme en los últimos pasos de la carrera.
Quiero agradecer a las instituciones que posibilitaron la realización de este
trabajo: Instituto de Física Arroyo Seco – CIFICEN (Centro de Investigaciones
en Física e Ingeniería del Centro de la Provincia de Buenos Aires) de la
Universidad Nacional de Centro de la Provincia de Buenos Aires y al
Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) de la Universidad
Nacional Autónoma de México (UNAM). En especial a todo el grupo de
Paleomagnetismo y Magnetismo Ambiental (CIFICEN) y a la Dra. Ana Sinito
por sus consejos y colaboraciones.
Agradecer el financiamiento del proyecto PIP 2013-0573 (Directora: Dra. C.
Gogorza), gracias al cual pudieron llevarse a cabo las campañas que
posibilitaron hacer este trabajo, y a la Secretaría de Políticas Universitarias
(SPU, Ministerio de Educación) y al Dr. Avto Gogichaishvili que posibilitaron mi
estadía en el LINMA (Morelia, México). Un especial agradecimiento al Dr. Avto
Gogichaishvili, al Dr. Juan Morales y al Dr. Miguel Cervantes Solano por sus
aportes durante mi estadía en México.
También quiero agradecer la invaluable ayuda del los Sres. Zubeldía, Scasso,
Rodriguez, Conde, Santiago y al bioquímico Eduardo Sacone.
Al Grupo Scout de la Ciencia, en particular a Claudio Santiago, Jorge Alfonso,
Federico Portalez, Mailín Büchel, Belén Frías y Julieta Stach que me
acompañaron en la campaña de extracción de testigos del 2015 y a todo
aquellas personas que facilitaron nuestro trabajo en la laguna Melincue, entre
ellos el dueño del camping Sr. Jose Luis.
Cabe destacar que esta Tesis fue llevada a cabo en el marco con la Beca
Estímulo a la Vocación Científica de la Consejo Interuniversitario Nacional
(CIN) y la Beca de Entrenamiento de la Comisión de Investigaciones Científicas
(CIC).