Anouk Matthys. Academiejaar Scriptie voorgelegd tot het behalen van de graad Van Master in de Geologie

Maat: px
Weergave met pagina beginnen:

Download "Anouk Matthys. Academiejaar 2009 2010. Scriptie voorgelegd tot het behalen van de graad Van Master in de Geologie"

Transcriptie

1 FACULTEIT WETENSCHAPPEN Vakgroep Geologie en Bodemkunde Relatieve paleomagnetische-intensiteitmetingen op Holocene sedimenten uit het Villarricameer (Chili, Zuid-Amerika)- Bijdrage tot de mastercorrelatiecurve voor de zuidelijke hemisfeer. Anouk Matthys Academiejaar Scriptie voorgelegd tot het behalen van de graad Van Master in de Geologie Promotor: Prof. Dr. M. De Batist Begeleider: K. Heirman Leescommissie: Prof. Dr. P. Vandenhaute, Prof. Dr. T. De Backer

2 Voorwoord Waarschijnlijk kan iedereen die ooit een scriptie geschreven heeft bevestigen wat voor een opluchting het is wanneer het enige wat er nog rest een voorwoord schrijven is. Wel bij mij is dit niet anders. Deze thesis zou niet klaar zijn zonder de verschillende mensen te bedanken die me dit jaar bijgestaan hebben tijdens mijn zoektocht naar de paleointensiteit... Allereerst zou ik professor M. De Batist willen bedanken voor me de kans te geven de wondere wereld van de geofysica en het geomagnetisme te ontdekken. Ook gaat een zeer speciale dank uit naar Katrien Heirman. Dank je wel voor het lezen en verbeteren van mijn teksten op telkens weer zulke korte tijd. Dit leidde tot vele jaloerse blikken telkens als ik weeral een verbeterd hoofdstuk terugkreeg.catherine Kissel mag uiteraard ook niet ontbreken in dit dankwoord. Zij waren een zeer grote hulp bij de interpretatie van de magnetische data, zonder haar waren er waarschijnlijk vele fouten in deze scriptie seslopen. In dit rijtje mag Maarten ook zeker en vast niet vergeten worde. Dankzij jou zijn die U-channels toch allemaal gevuld geraakt. Natuurlijk kan ik mijn mariene vrienden niet vergeten te vermelden: Joris, Myriam, Nele, Robbert en Thomas: zoner jullie had ik vele eenzame dagen, avonden en weekends moeten doorbrengen op de S8. Misschien ga ik onze uitstapjes naar de Delhaise nog missen. Joris wil ik nog speciaal bedanken voor het helpen bij het maken van de kaarten en de dagelijkse vrolijke noot tijdens de laatste weken. Dos cervezas zal nooit meer hetzelfde zijn Na vijf jaar zou het onbeleefd zijn de andere geologen niet te bedanken. Het waren echt vijf fantastische jaren en hopelijk komen er vele reunies op de kerstrecepties, bbq s,... En worden alle wilde plannen die we gesmeed hebebn gedurende onze studententijd ook nog wel eens echtuitgevoerd. Tenslotte zou ik ook mijn ouders willn bedanken. Mama en Papa, jullie waren een grote hulp bij het maken vab deze thesis. Dank je wel voor het nalezen van mijn thesis, het geduld dat jullie gehad hebben, het aflereven van verse kleren wanneer ik weer eens een weekedn door egwerkt had,... 1 P ag i n a

3 2 P a g i n a

4 Inhoudsopgave VOORWOORD INLEIDING AARDMAGNETISCH VELD ALGEMEEN OORSPRONG VAN HET HOOFD-MAGNEETVELD VAN DE AARDE MAGNETISCHE VELDSTERKTE WAT IS PALEOINTENSITEIT? AARDMAGNETISCH VELD: RICHTING VS INTENSITEIT PALEOINTENSITEITSBEPALINGEN Voorwaarden ABSOLUTE VS RELATIEVE PALEOINTENSITEIT Absolute paleointensiteit Relatieve paleointensiteit VARIATIES IN DE PALEOINTNSITEIT Globale intensiteitsvariaties Variaties intern aan het aardmagnetische veld Variaties door zonnewinden PROBLEMEN OMTRENT PALEOINTENSITEIT Continentale RPI vs Oceanische RPI Holoceen ondervertegenwoordigd in de RPI-mastercurven Problemen betreffende variaties in de sedimentatie Negatieve invloed door het niet-dipolaire veld Variaties binnen dezelfde opnamen Reconstructie van zonne-energie curven INTENSITEIT VAN HET MAGNEETVELD TEN TIJDE VAN HET HOLOCEEN SITUERING ALGEMENE SITUERING IN CHILI Geografische situering Geomorfologische setting Tektonische en geologische setting LAGO VILLARRICA METHODOLOGIE STAALNAME OP HET VELD Piston cores (Lange kernen) Graviteitskernen VOORBEREIDEND WERK P ag i n a

5 5.2.1 Correleren van verschillende segmenten Op zoek naar magnetische mineralen Magnetische susceptibiliteit (MS) U-channels MAGNETISCHE STUDIES AAN LSCE Methoden Gemeten parameters RADIOKOOLSTOF DATERING VOLDOEN DE SEDIMENTEN VAN LAGO VILLARRICA AAN DE RPI-VOORWAARDEN? MAGNETISCHE STABILITEIT DIRECTIONELE CONTROLE MAGNETISCHE MINERALOGIE, KORRELGROOTTE EN CONCENTRATIE Magnetische Mineralogie Magnetische korrelgrootte Concentratie aan magnetische mineralen Invloed van de tefralagen op de sedimenten COHERENTIE VAN DE GENORMALISEERDE REMANENTIE EN K VERGELIJKEN MET ANDERE RPI-OPNAMEN CHEMIE VAN HET WATER KALIBREREN VAN DE RPI-OPNAMEN SEDIMENTOLOGIE BESLUIT PALEOMAGNETISCHE STUDIE PALEOMAGNETISCHE SECULAIRE VARIATIES (PSV) Opstellen van een PSV-curve Bespreking van de PSV-curve RELATIEVE PALEOINTENSITEITSDATA Invloed van tefralagen op het RPI-signaal Algemene bespreking van het RPI-signaal OUDERDOMSBEPALING KALIBRATIE Sedimentatiesnelheid PSV-curve en RPI-curve gekoppeld aan het ouderdomsmodel DISCUSSIE INCLINATIE PIEK IN INCLINATIE EN DECLINATIE OP EEN DIEPTE VAN 920 TOT 1000 CM CORRELATIE MET ANDERE MEREN P a g i n a

6 10.1 CORRELATIE VAN DE PSV-CURVE Inclinatiecurve Declinatie CORRELATIE VAN HET RPI-SIGNAAL Lokale vergelijking GLOBALE VERGELIJKING Vergelijking met een record uit de zuidelijke hemisfeer Vergelijking met een record uit de noordelijke hemisfeer VERGELIJKING MET EEN PALEOINTENSITEITSSTACK BESLUIT REFERENTIELIJST AFKORINGEN LIJST BIJLAGEN BIJLAGE A BIJLAGE B VPC SC VPC SC VPCSC VILL1A VILL1C-I VILL2D-II VILL2C-II P ag i n a

7

8 7 P ag i n a

9

10 1. INLEIDING Een van de belangrijkste redenen om de magnetische eigenschappen van gesteenten te bestuderen, is om een idee te krijgen over hoe het magnetisch veld van de aarde varieert over de tijd. Het aardmagnetisch veld is, zoals elk magnetisch veld, een vectorveld en heeft bijgevolg zowel een richting als een intensiteit. Beiden moeten gekend zijn om een volledig begrip van het magnetische veld te krijgen. De richting en intensiteit verschillen van plaats tot plaats en variëren ook in de tijd. Directe observaties van het magnetische veld, door middel van metingen, zijn enkel voorhanden van de laatste paar honderd jaar. Het magnetisch veld van periodes voor deze metingen kan enkel bepaald worden aan de hand van geologische of archeologische proxies (Tauxe, 1993). De geschiedenis van het magnetisme gaat ver terug in de tijd. De eigenschappen van loodsteen (nu gekend als magnetiet) zijn al gekend sinds de oude Chinese tijden. De eerst gekende vorm van een loodsteen kompas is uitgevonden door de Chinezen en dit, naar alle waarschijnlijkheid, al in de 2 de eeuw B.C.. Toch was het pas in de 12 de eeuw A.D. dat het kompas opdook in Europa (de eerste referentie van het kompas werd gemaakt door de Engelse monnik Alexander Neckham). Tijdens de 12 de eeuw werd er opgemerkt dat het kompas naar de poolster wees. Omdat men wist dat de poolster een vaste plek aan de hemel had, dacht men toen dat de kompasnaald (die vastzat aan het magnetiet) zijn krachten kreeg van de poolster. Later in dezelfde eeuw ontdekte men dat de kompasnaald aangetrokken was tot loodsteen op aarde en ging men er vervolgens vanuit dat er zich een grote loodstenen berg bevond op de polen (Smith, 1968). Roger Bacon was in 1216 de eerste die twijfelde over de universaliteit van de noord-zuid aanduiding van een kompas. Enkele jaren later stelde Petrus Peregrinus het idee van de loodsteen afzettingen aan de polen in vraag, doordat hij tot de vaststelling kwam dat loodsteen afzettingen verspreid over de wereld voorkwamen en zich afvroeg waarom de kompasnaald dan de afzettingen aan de polen zou verkiezen. Petrus Peregrinus rapporteerde, in zijn Epistola de Magnete in 1269, enkele opvallende experimenten met sferische stukken loodsteen (Smith, 1970). Hij definieerde voor de eerste keer in Europa het concept van polariteit, ontdekte magnetische meridianen en toonde meerdere methoden om de polen van een loodstenen sfeer te bepalen, waarbij bij elke methode een belangrijke magnetische eigenschap gebruikt werd. Hij ontdekte de dipool-eigenschappen van een magneet en dat de magnetische sterkte het sterkst is aan de polen in axiale richting. Hij was ook de eerste die de wet formuleerde dat gelijkaardige polen elkaar afstoten en ongelijke polen elkaar aantrekken. Alhoewel de Epistola in 1269 geschreven is en sindsdien wijd verspreid is, werd het pas sinds de 1558 onder Peregrinus zijn naam gepubliceerd (McElhinny & McFadden, 2000). 1 P ag i n a

11 De magnetische declinatie was al gekend was door de Chinezen sinds 720 A.D. (Needham, 1962; Smith & Needham, 1967), maar de kennis hiervan is niet samen met het kompas meegereisd naar Europa. Het werd pas herontdekt in de 15 de eeuw. Mercator, in 1546, was de eerste die er in slaagde om de magnetische pool vast te leggen op aarde. Norman & Borough realiseerden zich dat de oorzaak van de magnetische richting van de aarde niet gezocht moest worden in de polen maar eerder in het centrum van de aarde (McElhinny & McFadden, 2000). Het geomagnetisch onderzoek raakte pas echt in een stroomversnelling aan het begin van de 20 ste eeuw met de ontdekking dat het aardmagnetisch veld ompolingen kende (Brunhes, 1906). Sindsdien is men begonnen met de variaties in de richting en intensiteit van het aardmagnetisch veld te bestuderen op vulkanische sedimenten. Pas een halve eeuw later ontdekte men dat men ook richtingen en intensiteiten kon bepalen aan de hand van sedimenten (Johnson et al., 1948). Sindsdien zijn er ontelbare studies die de paleointensiteit bepaald hebben op mariene sedimenten. De bepaling van de paleointensiteit aan de hand van lacustriene sedimenten daarentegen is pas echt begonnen aan het eind van de 20 ste eeuw (Gogorza et al., 2000). De oorzaak hiervan is waarschijnlijk gelegen aan de complexe sedimentologische karakteristieken (St-Onge et al., 2003). Binnen deze lacustriene paleointensiteitsstudies zijn er betrekkelijk weinig studies die de Zuid- Amerikaanse meren behandelen (Gogorza et al., 2000). Het doel van deze thesis is het bepalen van het RPI-signaal van de Holocene sedimenten van Lago Villarrica, Chili. Om vervolgens dit RPI-signaal te testen op zijn stabiliteit. Tenslotte is het de bedoeling dit RPI-signaal te koppelen aan de andere RPI-signalen uit de regio om zo bij te dragen aan een Zuid-Amerikaanse paleointensiteitsstack. In het 2 de en 3 de hoofdstuk worden de basisprincipes van het aardmagnetisch veld en relatieve paleointensiteit uitgewerkt. Waarna Lago Villarrica in het 4 de hoofdstuk gesitueerd wordt in zowel zijn geologische, geografische en geomorfologische context. Het 5 de hoofdstuk behandelt de gebruikte methoden. Vanaf hoofdstuk 6 begint de eigenlijke paleomagnetische studie met het testen van de stabiliteit van het paleointensiteitssignaal. Hoofdstuk 7 geeft de resultaten weer van de paleomagnetische studie. Deze resultaten worden geïnterpreteerd in hoofdstuk 8 en 9 waarna in hoofdstuk 10 er een besluit getrokken wordt over het paleointensiteitssignaal van Lago Villarrica. 2 P a g i n a

12 2. AARDMAGNETISCH VELD 2.1 Algemeen Een van de hoofddoelen van paleomagnetisme is het bestuderen van het magneetveld in het verleden. In dit hoofdstuk worden de algemene eigenschappen van het aardmagnetisch veld weergegeven. Het geomagnetisch veld wordt gegenereerd door convectiestromingen in de vloeibare buitenkern van de aarde. Deze is samengesteld uit ijzer, nikkel en enkele ongekende lichtere elementen. De bewegingen van deze vloeistof, die deels gecontroleerd worden door de rotatie van de aarde om zijn as, gedragen zich als een zelf-onderhoudende dynamo en creëren een gigantisch magneetveld (Tauxe, 1998). Het makkelijkste kan men het magneetveld vergelijken met het magneetveld geproduceerd door een enorme staafmagneet die zich in het binnenste van de aarde bevind en opgelijnd ligt volgens de rotatie-as. Deze voorstelling van het ontstaan van het geomagnetisch veld noemt men de geocentrische axiale dipool (GAD, figuur 2.1.). Hierbij lijnt het geomagnetisch veld zich op volgens de geografische Noordpool. De hoek tussen de veldlijnen en de horizontale aan het aardoppervlak varieert van 0 aan de evenaar tot 90 aan de polen. De magnetische veldlijnen liggen aan de polen dichter tegen elkaar aan in tegenstelling tot aan de evenaar (de magnetische flux aan de polen is hoger), wat als consequentie heeft dat het veld aan de polen een twee maal hogere intensiteit heeft dan het veld aan de evenaar (figuur 2.1., Tauxe, 1998). Dit zogenaamde dipoolmodel is een niet volledig accurate fysische voorstelling van het eigenlijke magneetveld maar voor de studie van het paleomagneetveld is dit model goed genoeg. Voor het bestuderen van het paleomagneetveld is het niet zozeer nodig om fluctuaties van het veld te gaan analyseren op korte termijn (dagen en maanden), maar is men eerder geïnteresseerd in de variaties op lagere termijn (enkele jaren en meer) (McElhinny & McFadden, 2000). Figuur 2.1: Geocentrisch dipoolveld (GAD) (Naar Tauxe, 1998). 3 P ag i n a

13 De vergelijking van het aardmagnetische veld met een grote dipoolmagneet is nog redelijk accuraat aan het aardoppervlak, maar voor meer gespecialiseerde problemen is een ander model nodig. Het universele geaccepteerd model is gebaseerd op sferische harmonieken en is op punt gesteld door C.F. Gauss ( ). De sferische harmonische componenten kunnen samengevoegd worden en zo een mathematische voorstelling geven van het totale veld. In het geval van de aarde wordt er gebruik gemaakt van een multidipoolveld om het aardmagnetische veld van vandaag te benaderen, namelijk het International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Het verschil tussen het GAD en het IGRF is weergegeven in figuur 2.2. Men merkt de grootste verschillen in de intensiteit op aan de polen. Dit kan verklaard worden doordat de dipool van de aarde vandaag een hoek van 11 maakt met de rotatie-as en een doorsnede langs de meridiaan bijgevolg lagere waarden geven voor de IGRF dan voor de GAD (Evans & Heller, 2003). Figuur 2.2: Latitude afhankelijkheid van de inclinatie (I, linkeras) en de veldsterkte (F, rechteras) voor het Internationaal Geomagnetisch Referentieveld (IGRF) en de geocentrische axiale dipool (GAD). In de grafiek zijn de waarden weergegeven voor een verloop langs de nulmeridiaan (de Greenwich meridiaan) van de evenaar tot de geografische Noordpool (naar Evans & Heller, 2003). 4 P a g i n a

14 2.2 Oorsprong van het hoofd-magneetveld van de aarde De bron van energie voor deze convectie is niet volledig gekend, maar heeft deels te maken met de afkoeling van de kern en deels met de drijfkracht van de ijzer/nikkel vloeistof in de buitenkern, veroorzaakt door het uitstoten van puur ijzer in de binnenkern. Bewegingen in deze conducerende vloeistof worden gecontroleerd door de drijfkracht van de vloeistof, de rotatie van de aarde rond zijn as en de interactie van de conducerende vloeistof met het magnetische veld (op een niet lineaire manier). Deze bewegingen gedragen zich als een zelfonderhoudende dynamo en creëren een enorm magnetisch veld: het aardmagnetisch veld. Dit veld heeft een invloedszone, de magnetosfeer (zie figuur 2.1), die tot vele duizenden kilometers in de ruimte waarneembaar is. De sterkte neemt wel af naarmate men zich verder van de aarde verwijdert (Tauxe, 1998). 2.3 Magnetische veldsterkte De sterkte van het aardmagnetische veld wordt gemeten als de magnetische fluxdichtheid van het veld en wordt uitgedrukt in tesla (T). De fluxdichtheid is veel groter aan de polen dan aan de evenaar (3,1*10-5 T aan de evenaar en 6,0*10-5 T aan de polen). De dichtheid van de magnetische fluxlijnen is een manier om de sterkte van het magnetische veld weer te geven en wordt de magnetische inductie B genoemd. De magnetische veldsterkte (H) daarentegen wordt gemeten in ampère per meter (A/m). B en H staan in een zeer dichte relatie tot elkaar. In de paleomagnetische studies worden B en H beiden gebruikt om naar de magnetische veldintensiteit te verwijzen. Maar strikt gesproken is B de inductie en is H magnetische veld. De relatie tussen B en H wordt weergeven door volgende vergelijking (2.1): Waarbij B de magnetische inductie is, de permeabiliteit van lucht, H de stroomsterkte van het aardmagnetisch veld (of aangelegd veld) en M de geïnduceerde magnetisatie van het staal (Tauxe, 1998). Zoals hierboven vermeld varieert de magnetische intensiteit over de wereld op een gelijkaardige manier als de inclinatie. Vaak is het voldoende om de paleointensiteitwaarden uit te drukken in termen van het equivalente geocentrische dipoolmoment. Deze moet de geobserveerde intensiteit voorstellen op de gegeven paleolatitude. Zulk equivalent moment wordt het virtueel dipool moment (VDM) genoemd. Voor het berekenen van de VDM moet men de magnetische paleoco-latitude θ m berekenen en de sterkte van het magnetisch veld in het verleden (vergelijking 2.2). 5 P ag i n a

15 Soms wordt ook de co-latitude van de site gebruikt (het tegenovergestelde van de magnetische co-latitude) in de bovenstaande vergelijking. Hierdoor krijgt men het virtuele axiale dipool moment (VADM) (Tauxe, 1998). 6 P a g i n a

16 3. WAT IS PALEOINTENSITEIT? 3.1 Aardmagnetisch veld: richting vs intensiteit Indien men het geomagnetisch veld van de aarde volledig wil begrijpen is het noodzakelijk om zowel de richting van de magnetische veldlijnen te kennen als de intensiteit van het magneetveld. Het bepalen van de richting van het aardmagnetisch veld is relatief makkelijk, de intensiteit daarentegen eist meer gecompliceerde berekeningen (Tauxe, 1993). 3.2 Paleointensiteitsbepalingen Het is mogelijk om de intensiteit van het aardmagnetisch veld in het verleden te bepalen doordat de primaire mechanismen die ervoor zorgen dat gesteenten gemagnetiseerd worden (thermische, chemische en detritische remanente magnetisaties respectievelijk TRM, CRM en DRM), bij benadering lineair gerelateerd zijn aan het omringend veld (Tauxe, 1998). Deze stelling gaat enkel op voor magnetische velden zoals het aardmagnetisch veld. Men kan dus stellen dat: (3.1) (3.2) Waar v paleo en v lab proportionele constanten zijn, M de geïnduceerde magnetisatie van het staal en B de magnetische inductie (Met B paleo de intensiteit van het magneetveld in het verleden en B lab de intensiteit van het aangelegde veld). Door deze twee constanten eenzelfde waarde te geven, kan men deze twee vergelijkingen delen door elkaar en bekomt men het volgende: (3.3) Stelt men de proportionele constante van het aangelegde geomagnetische veld in het laboratorium gelijk aan de proportionele constante van het geomagnetisch veld in het verleden, dan zijn de remanenties positief gecorreleerd ten opzichte van het aangelegde veld in het laboratorium. Als het natuurlijke remanente magnetisme (NRM) slechts één component bevat, dan moet men slechts het volgende doen om de intensiteit van het aardmagnetische veld te bepalen ten tijde van afzetting: meten van de NRM, v bepalen door de stalen in het laboratorium een remanentie te geven in een gekend veld (B Lab ) en ten slotte de verhouding van deze twee remanenties vermenigvuldigen met het de intensiteit van het veld dat aangelegd is in het laboratorium. Dit is grafisch voorgesteld in figuur 3.1 (Tauxe, 2010). 7 P ag i n a

17 Figuur 3.1: Principe van paleointensiteitsbepaling. Er wordt aangenomen dat de remanente magnetisatie positief gecorreleerd wordt met het magnetisch veld. Als de helling v bepaald kan worden door laboratoriummetingen (M lab /B lab ), dan kan de NRM van een gegeven staal, M NRM, geplot worden om zo het magnetisch veld in het verleden, B paleo, te bepalen (Naar Tauxe, 2010) Voorwaarden De hierboven beschreven methode is een theoretische methode, vaak moeten er aan zulke theoretische methoden voorwaarden opgelegd worden om theorie en experiment met elkaar te kunnen vergelijken. Tauxe (1993, 2010) beschreef enkele voorwaarden waaraan voldaan moet worden opdat men de paleointensiteit in de praktijk kan bepalen: De basis voorwaarden voor paleointensiteitsbepalingen zijn: 1. De NRM moet gedragen worden door stabiel magnetiet; 2. De korrelgrootte van de magnetietmineralen is best tussen 1-15 µm groot; 3. De detritische remanentie moet een zeer goede opname zijn van het geomagnetisch veld; 4. De concentratievariaties van de magnetietkorrels mag niet groter zijn dan één grootteorde; 5. De normalisatie gebeurt best door middel van meerdere methodes en deze zouden hetzelfde resultaat moeten opleveren. 8 P a g i n a

18 3.3 Absolute vs relatieve paleointensiteit Absolute waarden van de paleomagnetische veldintensiteit kunnen bepaald worden door middel van de paleomagnetische analyse van materialen zoals lavas en gebakken archeologische artefacten, die een thermisch verkregen natuurlijke remanente magnetisatie (NRM) verkregen hebben. Maar zulke materialen zijn schaars in hun spaciale en temporale voorkomen (figuur 3.2). Ook zijn deze vaak moeilijk om precies te dateren (Tauxe, 1993). Sedimentaire sequenties daarentegen hebben het voordeel dat deze een continue (figuur 3.2) en hoge resolutie NRM bevatten. Relatieve paleointensiteitsvariaties kunnen bepaald worden door de NRM van snel afgezette sedimentsequenties te normaliseren. Er moet hier wel steeds rekening gehouden worden met het feit dat de NRM niet enkel in functie is van het aardmagnetische veld, maar ook van de magnetische mineraalassemblages in de stalen (Gogorza et al., 2004). Figuur 3.2: verschillende bronnen waarop men paleointensiteitsmetingen kan uitvoeren en het tijdsinterval dat ze omvatten (naar Tauxe, 1993) Absolute paleointensiteit TRM De remanentie verkregen door een gesteente dat van boven de curietemperatuur afgekoeld is tot kamertemperatuur noemt men de totale thermisch remanente magnetisatie of TRM van een gesteente. Wanneer er afkoeling plaatsvindt van een hoge temperatuur tot onder de curietemperatuur (T c, voor magnetiet 770 C), ontstaat er een spontane magnetisatie in de 9 P ag i n a

19 aanwezigheid van een magneetveld. De temperatuur waarop deze magnetisatie geblokkeerd wordt, noemt men de blokkeertemperatuur (T b ). De totale magnetisatie die verworven is tijdens de afkoeling vanaf T c tot T b noemt men TRM (McElhinny en McFadden, 2000) Absolute paleointensiteit De effectiefste manier om de paleointensiteit te bepalen van magmatische gesteenten werd voorgesteld door Thellier en Thellier (1959) en werd verfijnd door Coe (1967a, b). Deze techniek wordt de Thellier-Thellier techniek genoemd en maakt gebruik van TRMs. Aangezien TRM proportioneel is tot de magnitude van B, moet men enkel de NRM van het staal meten en vervolgens het gesteente een TRM geven in een gekend veld. Hiermee kan men de paleointensiteit bepalen (zie vergelijking 3.3) (Tauxe, 1998). De methode waarbij men de paleointensiteit bepaalt aan de hand van TRM noemt men een absolute paleointensiteit (API). Het grootste nadeel van deze methode is dat er moeilijk een continue reeks van gegevens kan opgesteld worden en dat men eigenlijk een reeks van puntwaarnemingen verkrijgt (figuur 3.2.) (Tauxe, 1998). In de praktijk kan de relatie tussen TRM en het veld ook bepaald worden doordat men eerst de NRM meet. Vervolgens verwarmt men het staal tot een bepaalde temperatuur, bijvoorbeeld 100 C, en laat men afkoelen in een nulveld. Wanneer het staal volledig is afgekoeld, meet men opnieuw de NRM. Achteraf verwarmt men het staal terug tot dezelfde temperatuur en laat men afkoelen in een gekend veld (in de grootte orde van het aardmagnetisch veld). Hierna meet men opnieuw de NRM. Deze dubbele verwarmingsprocedure wordt herhaald tot de hoogste ontblokkingstemperatuur bereikt is. Dit is echter geen absolute methode om de paleointensiteit te bepalen, maar een relatieve methode (Tauxe, 1998) Relatieve paleointensiteit Wat is DRM? In een sedimentaire omgeving worden gesteenten op een andere manier gemagnetiseerd dan bijvoorbeeld in een magmatische omgeving. De detritische korrels waren al gemagnetiseerd toen het gesteente waaruit ze erodeerden, stolde. Magnetische korrels die vrij kunnen draaien zullen zich oplijnen volgens het heersende veld. De netto magnetisatie van deze korrels wordt ter plaatse geblokkeerd en dit resulteert in een detritisch remanente magnetisatie (DRM). Sedimenten worden ook blootgesteld aan post-depositionale modificatie door de actie van organismen, compactie, diagenese, enz. Dit zal de detritische magnetisatie beïnvloeden. Deze nieuwe magnetisatie wordt vaak de postdetritische remanente magnetisatie of pdrm genoemd. Wanneer een magnetische korrel zich in het water bevindt, wordt hij blootgesteld aan: een hydrothermale koppel dat gegenereerd wordt door de vloeistofspanning, een magnetisch koppel dat 10 P a g i n a

20 het magnetisch moment van de korrel probeert op te lijnen volgens het heersend magnetisch veld, viskeuze weerstand en interne krachten die de beweging tegenwerken, en willekeurige thermaal gedreven bewegingen. Wanneer de korrel de bodem raakt, zal deze ook onderworpen worden aan een gravitationele koppel, welke de korrel in de dichtstbijzijnde depressie brengt. Eenmaal de korrel op de bodem ligt, komt hij in een regio waar het sediment een initiële consolidatie ondergaat waardoor de korrel geïmmobiliseerd wordt. Hoewel de korrel zich onder de sediment-/watergrens bevindt, bestaat de kans dat er een plotse daling van de viscositeit optreedt die veroorzaakt wordt door bioturbatie, slumping, enz. Hierdoor kan de magnetische korrel terug in evenwicht komen met het op dat moment heersende magnetische veld. Wanneer de korrel uiteindelijk begraven wordt in de diepte, kan het nog een rotatie ondergaan ten gevolge van compactie (figuur 3.3; Tauxe, 1993). Figuur 3.3: Schematisch schets waar de reis van een magnetische korrel wordt voorgesteld vanaf het wateroppervlak tot begraving in een niet-floculerende omgeving (zoet water). De blauwe pijl stelt de richting van het aardmagnetische veld voor, de magnetische mineralen zijn zwart van kleur. (naar Tauxe, 2010). De uiteindelijk bewaarde oplijning resulteert in een magnetische remanentie, die bepaald wordt door het magnetisch veld dat heerste net voor het blokkeren van de oriëntatie van de korrel. Dit betekent dat er een relatie bestaat tussen de oplijning van de magnetische mineralen en het magnetisch veld gedurende de afzetting van deze sedimenten. Maar de sterkte van de magnetisatie moet ook gerelateerd worden aan de hoeveelheid en type van de magnetische mineralen. Dit heeft 11 Pag i n a

21 als consequentie dat indien de magnetische mineralogie in de sedimentaire sequentie een te grote verandering ondergaat dat men de intensiteit van de magnetisatie verkeerd bepaalt en bijgevolg een foute schatting maakt van de relatieve paleointensiteit (Tauxe, 1993) Relatieve paleointensiteitsbepalingen aan de hand van DRMs Het grote probleem met de bepaling van paleointensiteit aan de hand van een sedimentaire sequentie is dat men geen direct gebruik kan maken van de gemeten NRM van het staal. Dit komt doordat de NRM niet enkel in functie is van het magnetische veld van de aarde, maar bijvoorbeeld ook van de magnetische mineralogie in het staal. Als gevolg dient men de NRM eerst te normaliseren alvorens men deze kan gebruiken voor het bepalen van de paleointensiteit. Hierdoor krijgt men geen absolute maar een relatieve bepaling van de paleointensiteit, namelijk relatieve paleointensiteit (RPI) (Tauxe, 1993). De paleointensiteit van sedimenten wordt bepaald aan de hand van DRMs. In theorie kan dit op dezelfde manier als bij magmatische gesteenten. Maar het probleem met sedimentaire paleointensiteitsbepalingen is dat laboratoriumcondities geen natuurlijke omgevingen kunnen nabootsen. Het eerste probleem is dat de meeste sedimenten een post detritische remanentie (pdrm) dragen die verschillend aan de detritische remanentie (DRM) kan zijn. Ten tweede is de intensiteit van de remanentie niet alleen in functie van het magnetisch veld, maar ook van de magnetische mineralen en zelfs van de chemie van de waterkolom. Ten derde kunnen gelitificeerde sedimenten niet gemakkelijk terug geplaatst worden naar hun oorspronkelijke staat (Tauxe, 1998). De ideale omstandigheden worden weergeven in figuur 3.4. De initieel gemeten DRMs (open cirkels) van een set van stalen wordt weergegeven onder verschillende magnetische veldintensiteiten (B). De relatie is niet lineair doordat elk staal een verschillende magnetische activiteit heeft [a m ], wat het resultaat is van verschillen in de magnetische concentratie, magnetische mineralogie, enz. Stalen met een hogere concentratie aan magnetisch materiaal zullen een hogere DRM hebben. Als de [Am] succesvol benaderd door bijvoorbeeld bulk magnetische parameters zoals isothermische remanente magnetisatie (IRM), anhysteresische remanente magnetisatie (ARM) of door de bulk magnetische susceptibiliteit k B, dan zal een genormaliseerde DRM (gevulde cirkels) de relatieve paleointensiteit (RPI) van het veld reflecteren (Tauxe, 1998). 12 P a g i n a

22 Figuur 3.4: Principe van relatieve paleointensiteit. De originele DRM wordt geplot als open symbolen. Deze zijn niet enkel in functie van het aangelegde veld, maar ook van de magnetische activiteit [a m ] van het staal. Wanneer er genormaliseerd wordt met [a m ], staat de DRM in lineaire functie tot het aangelegde veld B (naar Tauxe, 1993). De theoretische basis van DRM is veel minder ontwikkeld dan deze voor TRM. Hierdoor is er nog geen makkelijke methode die de best passende normalisator bepaalt. Er zijn vele proxies voorgesteld (Tauxe, 1993) gaande van normalisaties door bulk magnetische parameters zoals ARM, IRM, of k of nog meer ingewikkelde proxies zoals selectieve demagnetisatie van de NRM of de normalisator of beide (Tauxe, 2010). Tauxe et al. (2006) vatte twee grote complicaties samen die de zoektocht naar een betekenisvolle relatieve paleointensiteit voor sedimenten bemoeilijken. Ten eerste speelt de grootte van de flocs waarin het magnetische mineralen vast zitten een belangrijke rol in de DRM sterkte, maar het bepalen van de originele floc grootte in sedimenten is een ontmoedigende taak. Ten tweede, is enkel de DRM van grote magnetische flocs lineair gerelateerd tot het aangelegde veld. Kleinere flocs of geïsoleerde magnetische mineralen daarentegen hebben een grotere kans om niet lineair aan het magnetisch veld gelinkt te kunnen worden. Tauxe (2010) geeft enkele voorwaarden waaraan voldaan moet zijn om sedimenten te kunnen gebruiken als paleointensiteitsarchief: 1. De NRM moet gedragen worden door een detritische fase met een hoge magnetische stabiliteit. Verder moet het deel van de natuurlijke remanentie vector, dat gebruikt wordt voor paleointensiteit, een enkele goed gedefinieerde component van de magnetisatie zijn. 13 P ag i n a

23 2. De DRM moet een excellente opname zijn van het geomagnetisch veld, geen inclinatiefouten bevatten en als polariteiten aanwezig zijn, moeten de twee populaties antipodaal zijn. Wanneer er geassocieerde directionele data aanwezig zijn, moeten deze geplot worden in een gelijke oppervlakte projectie. 3. Grote veranderingen in concentratie (meer dan een grote orde) en veranderingen in de magnetische mineralogie of korrelgrote zullen problemen geven bij de normalisatie. Deze veranderingen kunnen gedetecteerd worden door gebruik te maken van bi-plots. Zulke bi-plots moeten lineair zijn en weinig scatter vertonen. 4. De relatieve paleointensiteit bepalingen die coherent zijn met de bulk magnetische gesteenteparameters moeten met enige voorzichtigheid bekeken worden. De coherentie kan verkregen zijn door gebruik te maken van standaard spectrale technieken. 5. Verschillende records van eenzelfde regio moeten coherentie vertonen. 6. Om het maximale nut te halen uit een relatieve paleointensiteitsrecord, moet er een onafhankelijke tijdsschaal aan gekoppeld worden. Veel diepzee sedimenten kunnen gekalibreerd worden door gebruik te maken van zuurstofisotoopcurven of magnetostrafigrafische ouderdomsbeperkingen (of beide). Lacustriene sedimenten worden meestal gedateerd aan de hand van 14 C-ouderdommen. 7. Veranderingen in de chemie van het water (ph of saliniteit) en veranderingen in de kleimineralogie of concentraties kunnen een groot effect hebben op de neiging tot flocculeren. Zulke veranderingen hebben een belangrijk effect op de DRM, maar zijn moeilijk om vast te stellen. 14 P a g i n a

24 3.4 VARIATIES IN DE PALEOINTNSITEIT Variaties in de paleointensiteit van het aardmagnetisch veld kunnen verklaard worden op twee manieren: ten gevolge van variaties in het interne mechanisme van het aardmagnetisch veld of door variaties in de intensiteit van de zonnewinden. Ook de plaats op aarde heeft zijn invloed op de intensiteit Globale intensiteitsvariaties De intensiteit van het aardmagnetisch veld verandert van de evenaar tot op de polen. De intensiteit op een bepaalde plaats op aarde kan berekend worden aan de hand van volgende formule: Waar F 0 de equatoriale waarde is van de intensiteit van het aardmagnetisch veld en λ de latitude. De paleointensiteitsvariaties uitgaande van bovenstaande formule zijn weergegeven in figuur 3.5 (McElhinny & McFadden, 2000). Figuur 3.5: Globale Paleointensiteiten geplot in functie van de paleomagnetische latitude. De paleointensiteiten zijn geplot over gemiddelden van 20 latitudebanden. De verticale balken tonen de 95% zekerheidslimieten. De aantallen gebruikt voor de gemiddelden zijn weergegeven. De kruisjes en de gestippelde foutenbalken stellen de waarden voor van 0-10 Ma en de volle cirkels en foutenbalken deze van Ma. De curven stellen de best passende GAD s voor: de gestippelde curve voor 0-10 Ma en de volle curve voor Ma. (naar McElhinny & McFadden, 2000). 15 P ag i n a

25 3.4.2 Variaties intern aan het aardmagnetische veld Variaties in de sterkte van het aardmagnetische veld zijn volkomen onvoorspelbaar. Ze kunnen geclassificeerd worden in drie groepen: tijdelijke fluctuaties, langzame veranderingen en geomagnetische ompolingen. Onder tijdelijke fluctuaties verstaat men de elektrische invloed van bijvoorbeeld een bliksem, deze kan tijdelijk zorgen voor een zeer plaatselijke toename van de veldsterkte. Blikseminslagen kunnen geen grote veranderingen in het magneetveld veroorzaken. Deze kunnen op de plaats van inslag een elektrische stroom opwekken van 100 ka, maar door het tijdelijke karakter zal dit geen grote veranderingen in het magnetische veld van de aarde teweeg brengen (Evans & Heller, 2003). Door variaties in de magnetische stroomlijnen in het binnenste van de aarde, treden er langzame veranderingen op in het aardmagnetisch veld. Deze veranderingen noemt men seculaire variaties (SV). De seculaire variaties hebben weinig invloed op de intensiteit maar wel op de richting van het aardmagnetisch veld. Deze laten zowel de inclinatie als de declinatie van het veld variëren met ongeveer 10 tot 15, met een maximum van 30. Wanneer seculaire variaties gepaard gaan met een verandering in de magnetische richting van meer dan 30 wordt dit een geomagnetische excursie genoemd en stelt dit een tijdelijke ompoling van het aardmagnetisch veld voor. De tijdsduur van een geomagnetische excursie is korter dan 10 5 jaar met een gemiddelde van 4000 jaar. Samengaand met een geomagnetische excursie daalt de intensiteit van het aardmagnetisch veld met ongeveer 10% (Tauxe, 1998). Tijdens geomagnetische ompolingen neemt de sterkte van het aardmagnetisch veld af. Deze ompolingen zijn waarschijnlijk veroorzaakt door grote veranderingen in de elektrische stromen van de buitenkern. Voorafgaand aan een ompoling neemt de sterkte van het veld eerst enkele duizenden jaren af, om nadien in de tegenovergestelde richting weer toe te nemen Deze afname bedraagt ongeveer 25% van intensiteit van het veld van voor de ompoling, maar waarden van slechts 10% van de oorspronkelijke intensiteit zijn ook geobserveerd. Deze afname van de intensiteit vindt plaats ongeveer elke 10 Ma (McElhinny & McFadden, 2000). De frequentie waarmee deze ompolingen plaatsvinden verandert dramatisch vanaf het Krijt tot recent. De gemiddelde paleointensiteit over langere termijn (0.1 Ma tot 1 Ma) is afhankelijk van de gemiddelde ompolingsfrequentie. De link tussen de ompolingsfrequentie en paleointensiteit wordt sterker weergegeven door sedimentaire paleointensiteitsdata. Indien men de gemiddelde paleointensiteit van de polariteitsintervallen (vanaf het Vroeg-Oligoceen) plot ten opzichte van lengte van deze intervallen (figuur 3.6.), dan bemerkt men een zwakke maar significante correlatie op tussen de intervallengte en de gemiddelde intensiteit (Tauxe, 1998). 16 P a g i n a

26 Figuur 3.6: Gemiddelde paleointensiteit voor polariteitsintervallen (vanaf het Vroeg-Oligoceen) geplot ten opzichte van de lengte (in tijd) van deze polariteitsintervallen (Tauxe, 1998) Variaties door zonnewinden Ons volledige zonnestelsel gaat op in een interplanetair magnetisch veld (IMF, naar het Engelse Interplanetary Magnetic Field) dat gecreëerd wordt door een stroom van elektrisch geladen deeltjes die constant uitgezonden worden door de zon, ook gekend als zonnewinden. De aarde is een obstakel in deze vloed van elektrisch geladen deeltjes. Waardoor deze de aarde moeten passeren zoals water een steen voorbijgaat. De snelheid van deze zonnewinden, die enkele honderden km/s bedraagt, is zo dat er net voor de aarde (op ongeveer 10 aardstralen op de zon-aarde lijn) een bow shock wordt gevormd, vergelijkbaar met een boeggolf van een schip. Binnen in het shockfront wordt het veld samengedrukt, maar verder weg van de Aarde wordt het uitgetrokken en dit noemt men de magnetostaart (magnetotail). Deze verstoringen tasten het magnetisch veld van de aarde aan tot de regio binnenin de magnetosfeer en vormt zo cuspen op hoge latidudes. De geïoniseerde deeltjes van de zonnewind vertragen als ze door de bow shock gaan en worden vervolgens afgebogen langs de magnetosfeer van de Aarde, maar de cuspen voorzien een vluchtroute voor enkele van deze deeltjes. Dus het magnetische veld voorziet een soort van paraplu die ons beschermd tegen de zonnewinden. (figuur 3.7., Evans & Heller, 2003). De deeltjes die hun weg vinden in de magnetosfeer worden betrokken in een variëteit aan fenomenen. Sommige raken verstrikt in de van allen-gordels, dit zijn twee donut-vormige regio s die circuleren rond de Aarde. De ene (die de meeste protonen bevat), op ongeveer 2000 km boven het aardoppervlak en de andere (die de meeste elektronen bevat), op ongeveer km boven het aardoppervlak. Andere partikels kunnen hun weg voortzetten tot in de bovenste atmosfeer, waar ze de atomen en moleculen bombarderen die deel uitmaken van deze laag. Hierbij veroorzaken ze lichteffecten, die beter gekend zijn als aurorae of noorder-/zuiderlicht. Bovenop dit lichteffect dat ze veroorzaken, hebben ze ook een magnetisch effect dat het resultaat is van hun elektrische lading die 17 P ag i n a

27 dan doorheen de ionosfeer vliegt. De ionosfeer is een deel van de atmosfeer waar de opbouwende atomen en moleculen geïoniseerd zijn door toedoen van de ultraviolette straling van de zon. Aurorae effecten kunnen leiden tot magnetische velden aan het aardoppervlak die tot 1µT kunnen bedragen. (Evans & Heller, 2003). Zelfs zonder aurorae kunnen fluctuaties in de zonneactiviteit leiden tot magnetische stormen gedurende dewelke irreguliere variaties tot 1µT kunnen worden geobserveerd aan het aardoppervlak (Evans & Heller, 2003). Figuur 3.7: tekening van de magnetosfeer met de indicaties van de hoofdkenmerken die besproken worden (Naar Evans & Heller, 2003). Er kunnen cyclussen waargenomen worden in de zonne-activiteit. Zo heeft men de Schwabecyclus (10 tot 11 jaar) en de Hale-cyclus (22 jaar) die gerelateerd zijn aan het voorkomen van zonnevlekken. Deze cyclussen zijn echter bijna niet waar te nemen in sedimenten. Vervolgens heeft men de Gleissberg-cyclus (78 jaar) welke kunnen waargenomen worden in sedimentaire opnamen. De langere cyclussen zijn de Suess-cyclus (211 jaar) en de Hallstattzeit-cyclus (2200 jaar). Deze zijn zeker waarneembaar in sedimentopnamen (Chambers et al., 1999). 18 P a g i n a

28 3.5 Problemen omtrent paleointensiteit Continentale RPI vs Oceanische RPI Sinds Johnson et al. (1948) de huidige technieken wat betreft paleointensiteit vastgelegd hebben, zijn er tal van studies uitgevoerd om de RPI te bepalen op sedimenten. De meeste van deze studies zijn echter uitgevoerd op mariene sedimenten. Slechts enkele studies bepaalden de RPI van continentale sedimenten. Een verklaring voor dit gegeven zou kunnen zijn dat de sedimentologische eigenschappen van continentale sedimenten veel complexer zijn dan deze van oceanische sedimenten (Hofmann et al., 2009; zie ook punt Problemen over variaties in de sedimentologie) Holoceen ondervertegenwoordigd in de RPI-mastercurven Tegenwoordig heeft men een goede kennis over de variaties die optreden in de paleointensiteit van het aardmagnetische veld voor de laatste paar miljoen jaar en heeft men deze gegevens samengevoegd in mastercurven voor de belangrijkste oceanische bekkens (Channell et al., 1999; Guyodo & Valet, 1999; Stoner et al., 2003; Laj et al., 2004; Valet et al., 2005). Toch moet men vaststellen dat er van het Holoceen (de laatste jaar) weinig gekend is over de karakteristieken van het geomagnetisch veld. In eerste instantie was men vooral geïnteresseerd in RPI als een correlatie- en dateringsmethode voor mariene sedimenten. Mariene sedimenten van het Holoceen hebben als kenmerk dat deze een zeer trage sedimentatiesnelheid hebben, waardoor de resolutie van de metingen zeer laag is. Ook de methode van staalnamen heeft zijn invloed op de kennis van het Holoceen: het Holocene deel van de boorkernen is door gebruik van piston cores vaak onduidelijk in deze mariene sedimenten. Daartegenover geven lacustriene sedimenten en specifieke mariene milieus (zoals estuaria s en continentale schelven) wel een goede resolutie wat betreft de paleointensiteit van het aardmagnetisch veld. Deze milieus kennen namelijk wel een snelle sedimentatie. Maar continentale studies van RPI zijn nog zeer schaars gezaaid. Er is een opmerkelijke geografische en temporele bias in de verdeling van de paleointensiteitsstudies. De meeste data die de voorbije 50 ka coveren, zijn afkomstig van Europa en Azië (figuur 3.8.(a)), de zuidelijke hemisfeer is echter bijna niet vertegenwoordigd in de paleointensiteitsstudies. Als men daarenboven kijkt naar figuur 3.8. (b), ziet men dat in het Holoceen de meeste paleointensiteitsdata afkomstig zijn van de laatste 7000 jaar (Knudsen et al., 2008). De laatste 7000 jaar zijn goed vertegenwoordig doordat men vanaf deze periode ook gebruik kan maken van paleointensiteitsbepalingen op archeologische vondsten. 19 P ag i n a

29 Figuur 3.8: a) Globale distributie van de paleointensiteitsstudies in het Holoceen, (een totaal van 3798 studies); (b) Verdeling in tijdsgroepen van de paleointensiteitsstudies in het Holoceen (Naar Knudsen et al., 2008). Door het gebrek aan paleointensiteitsdata en de ongelijke geografische verdeling is het vrijwel onmogelijk om rekening te houden met non-dipolaire veranderingen in het aardmagnetisch veld voor het Holoceen (Knudsen et al., 2008). McElhinny & Senanayake (1982) gebruiken compilaties van paleointensiteitsdata om de variaties in het dipoolmoment van de aarde te schatten. Hiervoor namen ze aan dat de niet-dipolaire component van het veld uitgemiddeld wordt over tijdsperioden van enkele honderden jaar. Korte & Constable (2005) baseerden zich op acheointensiteitdata (paleointensiteit op basis van archeologisch materiaal) samen met de richting van het veld (bekomen uit sedimenten) om een sferisch harmonisch veld model op te stellen om de variaties in het dipoolmoment van de aarde voor de voorbije 7000 jaar te schatten. Maar door het voorkomen van gelijkaardige lange termijn variaties, bestaan er discrepanties tussen de verschillende reconstructies van het geomagnetisch dipool moment (Knudsen et al. 2008) Problemen betreffende variaties in de sedimentatie De huidige techniek om paleoveldintensiteiten af te leiden uit sedimentaire sequenties is ontwikkeld in de jaren 40 door Johnson et al. (1946) wat later herzien werd door Tauxe (1993) en Valet (2003). Deze methode heeft verscheidene nadelen ten opzichte van milieuveranderingen (zie 20 P a g i n a

30 relatieve paleointensiteitsbepalingen aan de hand van DRMs). De kwaliteit van de individuele RPI opnames is uitgedrukt in termen van de mineralogische en gesteente-magnetische uniformiteit, diagenetische alteratie en residuele correlatie van de genormaliseerde opnamen van de gesteentemagnetische parameters (Tauxe, 1993). Maar nog steeds ontbreekt er een kwantitatieve methode die rekening houdt met de inhomogeniteit in de sedimentaire sequentie volgens RPI-bepalingen (Hofmann & Fabian, 2009) Negatieve invloed door het niet-dipolaire veld Het magnetisch veld van de aarde heeft zowel een dipolaire als een niet-dipolaire component. De niet-dipolaire component zorgt voor lokale schommelingen in intensiteit van het magnetisch veld en zijn veroorzaakt door veranderingen in de quadrupool of hogere momenten van het aardmagnetische veld. Deze beïnvloeden het meten van de paleointensiteit op het aardoppervlak, dus zowel op vulkanische als op sedimentaire gesteenten. Om deze lokale nietdipolaire componenten (plaatselijke veranderingen) uit te schakelen is het noodzakelijk om verschillende studies met elkaar te vergelijken. Men kan echter ook gebruik maken van paleomagnetische veldintensiteitreconstructies op basis van de productiesnelheid van kosmogene radionucliden. Deze methode is complementair tot de klassieke methode voor het bepalen van de veldintensiteiten. De kosmogene radionuclideproductie is voornamelijk gevoelig voor veranderingen in de polaire component van het geomagnetische veld. Dit komt doordat het schild met de nietpolaire component zeer sterk afneemt met toenemende afstand tot de aarde. De productie van deze kosmogene radionucliden vindt plaats in de ruimte, dus ver boven het aardoppervlak, waar de effecten van de niet-polaire component verwaarloosd kunnen worden (Wagner et al., 2006). Een bijkomend probleem dat verholpen kan worden door gebruik te maken van zowel de productie van de kosmogene radionucliden en de RPI-bepalingen, zijn perioden met lage magnetische veldintensiteiten, zoals perioden van geomagnetische ompolingen. De kosmogene radionuclideproductie is vooral gevoelig tijdens perioden met een laag geomagnetisch veld. Hoe zwakker het veld, hoe meer dat veranderingen in het geomagnetische veld de productiesnelheid van de kosmogene radionucliden aantast (Muscheler et al., 2005). Men kan dus besluiten dat indien men beide technieken combineert met elkaar dat dit een significante verbetering oplevert in de reconstructie van de variaties in de geomagnetische veldintensiteit Variaties binnen dezelfde opnamen Indien men verschillende studies van RPI-opnames naast elkaar legt, ziet men dat er binnen eenzelfde tijdsperiode toch variaties in de RPI-data kunnen optreden. Deze variaties binnen de verschillende opnamen kan men verklaren door: 1) momenten van lokalere hogere magnetische veldintensiteit 2) analytische ruis die opgetreden is in de individuele opnames 3) een foute (willekeurige) datering. Om deze fouten weg te werken, heeft men alle mogelijke data 21 P ag i n a

31 samengevoegd om een model op te stellen van het globale gedrag van het geomagnetische veld (Korte & Constable, 2005). In het Holoceen kan deze oplossing toch voor problemen zorgen (zie hoofdstuk Holoceen ondervertegenwoordigd in de mastercurven). Op basis van RPI gegevens kan men met zeer hoge resolutie sedimantaire sequenties relatief dateren. Deze hoge resolutie volgt uit de hoge snelheid waarbij de intensiteit van het magnetische dipoolveld van de aarde verandert. Bijvoorbeeld: tijdens de laatste 100 jaar is de sterkte afgenomen met ~5% en met ~20% over de laatste 1000 jaar (Korte & Constable, 2005; Valet et al., 2008). Wanneer dit vergeleken wordt met een andere correlatiemethode zoals δ 18 O, die relatief traag blijkt te zijn behalve tijdens het eindstadium van een ijstijd, kan men stellen dat RPI een goede correlatiemethode oplevert (Channell et al., 2009). Doordat RPI zulke goede resultaten levert op het vlak van correlatie, stelt men master-correlatiecurven op voor verschillende regionen op aarde. Deze curven van hoge kwaliteit geven een globaal consistent signaal (Hofmann & Fabian, 2009). Fluctuaties in de sterkte van het geomagnetisch veld (al dan niet geassocieerd met polariteitsompolingen) zijn belangrijk in het gebruik van chronometrische controle in sedimentaire sequenties (Evans & Heller, 2003). Als men de RPI-veranderingen van een bepaald gebied aan de RPI correlatiemastercurve kan koppelen, kan men daarmee relatieve ouderdomsbepalingen uitvoeren. Dit werkt volgens hetzelfde principe als een ouderdomsbepaling aan de hand van δ 18 O. Het is een groot voordeel om een radiologische klok te koppelen aan een onafhankelijk stratigrafisch gereedschap dat een globaal consistent signaal geeft en onafhankelijk is van een bepaald milieu. De traditionele magnetische stratigrafie, bestaande uit observaties van polariteitzones in sedimentaire sequenties, noemt men de ruggengraat van de geologische tijdschaal omdat een polariteitsompoling een geofysisch fenomeen is dat zijn oorsprong dankt aan veranderingen in het hoofd dipoolveld van de aarde en hierdoor een globale tijdsschaal met zich meebrengt die zorgt voor een precieze correlatie ten tijde van ompolingen. Met de accumulatie van RPI-data gedurende de laatste 10 jaar hoopt men een stratigrafische correlatie curve te krijgen tussen de ompolingen in, met mogelijk een millenniumschaal (Channell et al., 2009) Opstellen van een RPI-mastercurve Gedurende de laatste tientallen jaren hebben mariene klimaatsopnamen van de Noord- Atlantische regio s een stratigrafische renaissance ondergaan door de herkenning van duidelijke regionale lithostratigrafische en klimatologische markers die de tijd verdelen in synchrone gebeurtenissen. De Groenland (GRIP/GISP2) ijskernen hebben als katalysator gediend voor deze wedergeboorte door het leveren van ongeëvenaarde patronen van die klimatologische verandering met robuuste chronologieën. Noord-Atlantische mariene sedimentopnamen kunnen gekoppeld worden aan ijskernstratigrafie door het voorkomen van as- en regionaal klimatologische lagen die ondersteund zijn door traditionele mariene stratigrafische (δ 18 O)- en dateringstechnieken ( 14 C). 22 P a g i n a

32 Correlatie van deze stratigrafieën met deze van andere gebieden op aarde geven een chronostratigrafische uitdaging weer (Stoner et al., 2002). Vandaag de dag is het bijna onmogelijk om aan de hand van chronologieën op basis van δ 18 O een voldoende stratigrafische resolutie te bekomen om de fase relaties te bepalen tussen klimaatsopnamen op millenniumschaal. Dit is voornamelijk een groot probleem in gebieden welke een gevoelig milieu kennen. Hierbij hebben de δ 18 O-opnamen een zeer zwakke chronostratigrafische waarde door het voorkomen van lokale δ 18 O anomalieën. Voor de laatste 50 ka kunnen radiokoolstofdatering precieze temporale beperkingen leveren, maar doordat de kalibratie naar kalenderjaren niet exact is, loopt de correlatie met opnamen die niet gedateerd zijn aan de hand van radiokoolstof stroef. Daarbij komt ook nog dat variaties tussen de 14 C reservoirs van verschillende oceanen een mogelijke correlatie in de war kunnen sturen (Stoner et al., 2002). Er is een methode ontwikkeld die op zijn minst een deel van de globale correlatieproblemen, op sub-milankovitch-schaal, kan oplossen (Meyandier et al., 1992; Stoner et al., 1995, 1998, 2000; Guyodo & Valet, 1996; Channell et al., 1997, 2000; Laj et al., 2000; Keifer et al., 2001). Paleointensiteitsopnamen zijn al gebruikt voor stratigrafische correlatie van de Labrador Zee voor de laatste 200 ka (Stoner et al., 1998), de Noord-Atlantische Oceaan voor de laatste 75 ka (Laj et al., 2000), en globaal voor de laatste 110 ka (Stoner et al., 2000). Omdat de variaties in het geomagnetisch veld ook opgemerkt worden in de productiesnelheid van de kosmogene radionucliden, kan hun flux die gemeten wordt in de ijskernen, een universele correlatie opleveren met de mariene sedimenten. De voornaamste uitdaging in het ontwikkelen van deze methode is het ware karakter van de geomagnetische paleointensiteitsopname te achterhalen. Jammer genoeg kan de paleointensiteit niet voorspeld worden door een theoretisch of een numeriek model. Vergelijkingen tussen RPI-data van sedimenten en API-data (absolute paleointensiteitsdata) kunnen gebruikt worden om een sedimentaire opname te correleren. Echter, in de praktijk wordt deze vulkanische/sedimentaire correlatie vaak beperkt door het discontinue karakter van de vulkanische opnamen en een onnauwkeurigheid van de radiometrische dateringtechnieken. Vergelijking van verschillende paleointensiteitsopnamen uit verschillende afzettingsomgevingen, en een gedetailleerd onderzoek van de magnetische eigenschappen, laat een opsplitsing van geomagnetische- en omgevingssignalen toe. Verspreide opnamen van over de gehele wereld zijn nodig om de karakteristieken van het globale geomagnetische veld te determineren. Stacking is een methode die toelaat om het ware karakter van de geomagnetische paleointensiteitsopname te bepalen omdat lokale kenmerken van de veldintensiteit in de individuele opnamen uitgemiddeld worden door het stackingsproces (Stoner et al., 2002). 23 P ag i n a

33 Enkele veel gebruikte paleointensiteitsstacks De eerste paleointensiteitsstack met een resolutie die hoog genoeg was om een variabiliteit op millenniumschaal te onderscheiden was de NAPIS (Nord Atlantic geomagnetic paleointensity stack, NAPIS-75). Deze stack is gebaseerd op zes hoge resolutie opnamen in het interval ka van de Noord-Atlantische Oceaan (Laj et al., 2000). Naar het idee van deze NAPIS-stack ontstond de GLOPIS-75-stack welke globale paleointensiteitsopnamen samenvoegt van over de gehele wereld. Deze bevat intensiteitsopnamen die gaan van 75 ka tot ka (Kissel et al., 2003). Aangezien in de GLOPIS-stack de paleointensiteitsdata van de Zuid-Atlantische Oceaan zeer slecht vertegenwoordigd waren, werd er beslist een nieuwe paleointensiteitstack op te stellen voor de Zuid-Atlantische Oceaan. Deze paleointensiteitsstack beslaat paleointensiteitsopnamen gaande van 75 kyr tot op heden (Stoner et al., 2002) Reconstructie van zonne-energie curven Een andere bron van informatie over de veranderingen in het geomagnetisch veld, is de variatie in de productie van radiogene isotopen van 10 Be, 14 C en 36 Cl. Deze bron is vooral handig om te gebruiken wanneer de paleomagnetische data moeilijk te interpreteren zijn doordat de sedimenten zich op een te lage latitude bevinden of de boorkernen niet georiënteerd zijn (McHarge et al., 2010). Variaties in de kosmogene radionuclideproductie zijn daarenboven de meest betrouwbare proxies voor de veranderingen in de zonneactiviteit, toch voor periodes waar er nog geen directe zonneobservaties plaatsvonden (Muscheler et al, 2007). Maar de verandering van kosmogene radionucliden zijn niet enkel het resultaat van variabele zonne-activiteit. De sterkte en richting van het aardmagnetische veld heeft ook zijn invloed op de productiesnelheid van kosmogene radionucliden en veranderingen in het klimaat kunnen mogelijk een invloed hebben op het transport van de radionucliden van uit de atmosfeer naar de natuurlijke archieven (bodems) waar ze opgeslagen kunnen worden (Muscheler et al., 2007). Kosmogene radionucliden zijn geproduceerd in de atmosfeer van de aarde door de interactie van galactische kosmische straling met zuurstof en stikstof in atmosfeer en veroorzaken fragmentatie naar lichtere atomen zoals Li, Be en B; dit proces zorgt ook via een omweg voor de vorming van 14 C. Het verband tussen de kosmogene radionuclideproductie en het aardmagnetisch veld is goed gekend. Hoe hoger de geomagnetische veld intensiteit, hoe sterker de afbuiging van de primaire deeltjes van de kosmische straling die voornamelijk bestaan uit protonen en α-deeltjes. Hieruit volgt dat er minder kosmogene radionucliden geproduceerd worden gedurende perioden van hoge magnetische veldintensiteit en andersom bij lage magnetische veldsterkten. De relatie tussen het 24 P a g i n a

34 geomagnetisch veld en radionuclide productie kan kwantitief berekend worden. (Lal, 1988; Masarik & Beer, 1999) De productie, transport en afzettingsmechanismen van 10 Be en 14 C. Kosmogene radionucliden worden geproduceerd in de atmosfeer van de aarde. Deze nucleaire reacties worden geïnduceerd door hoog energetische galactische kosmische straling (Masarik & Beer, 1999). Hierdoor heeft zowel de productie van 10 Be als 14 C dezelfde oorzaak maar de processen die leiden tot 10 Be en 14 C zijn een beetje verschillend. 10 Be wordt voornamelijk geproduceerd door fragmentatiereacties die optreden wanneer hoogenergetische deeltjes zuurstof en stikstof raken in de atmosfeer (Lal & Peters, 1967). Door de reactie met stikstof in de atmosfeer gaan tragere (thermische) neutronen die afkomstig zijn van secundaire reacties verantwoordelijk zijn voor de 14 C productie (Lal & Peters, 1967). De zon beïnvloedt indirect de radionuclideproductiesnelheid door een galactische kosmische stralingsflux (GKS-flux) te sturen naar de atmosfeer van de aarde. Algemeen kan men stellen dat een lagere magnetische veldintensiteit die gedragen wordt door de zonnewinden (en een lagere geomagnetische dipool veldintensiteit), leidt tot een hogere GKS die naar de atmosfeer van de aarde gestuurd worden en dus tot een hogere productiesnelheid van kosmische radionucliden (Muscheler et al., 2007). Hoewel dat er door het GKS-transport in de heliosfeer een iets gecompliceerder krachtenveld ontstaat, kan men de afbuiging, veroorzaakt door de zon, gaan simplificeren door één enkele parameter, namelijk de modulatiefunctie Φ (Gleeson & Axford, 1968). Deze methode is een goede benadering tot het spectrum van de kosmische straling in de binnenste heliosfeer, namelijk het spectrum van kosmische straling die botst met de atmosfeer van de aarde (Caballero-Lopez & Moraal, 2004). Masarik & Beer (1999) berekenden de 10 Be en 14 C productiesnelheden in de atmosfeer van de aarde door gebruik te maken van de benadering van het krachtenveld en het lokale interstellaire kosmische stralingsspectrum (LIS), gesuggereerd door Cini Castagnoli & Lal (1980). Figuur 3.9. toont hoe de globaal gemiddelde productiesnelheid van 10 Be afhangt van de intensiteit van het geomagnetische dipoolveld en de zonnemodulatiefunctie Φ (Masarik & Beer, 1999). Hoge waarden van Φ wijzen op een sterk magnetisch veld dat ingesloten zit in de zonnewinden, een sterke afbuiging van de kosmische straling en de lage productiesnelheid van de kosmogene radionucliden in de atmosfeer van de aarde. Hieruit volgt dat lage waarden van Φ corresponderen met perioden van verminderde zonneactiviteit en een verhoogde productiesnelheid van kosmische radionucliden. Over het algemeen kan men stellen dat de productie van 14 C op een vrij gelijklopende manier reageert op veranderingen in het magnetische schild van de zon en de aarde (Masarik & Beer, 1999). Maar door het verschil in processen tussen deze twee, reageert 10 Be minder intens op de veranderingen in het geomagnetische veld van de zon dan 14 C. Als voorbeeld: bij de huidige geomagnetische veld intensiteit zal een verandering in de zonneactiviteit die een stijging van 10% veroorzaakt in 10 Be, een verhoging van 13% veroorzaken in 14 C (Masarik & Beer, 1999). Over het precieze verschil tussen de 25 P ag i n a

35 productie hoeveelheden van 10 Be en 14 C bestaat nog enige controverse. Webber & Higbie (2003) berekenden dat een verandering van 10% in de productiesnelheid van 10 Be, een verandering in de productiesnelheid van 14 C oplevert lager dan 13%. Dus dat over het algemeen de verschillen veel lager liggen dan deze die berekend zijn door Masarik & Beer (1999). Figuur 3.9: Afhankelijkheid van de productiesnelheid van 10 Be op het geomagnetische veld intensiteit en de zonneactiviteit (Naar Beer et al., 2006) Belangrijker echter voor geofysisch onderzoek is het verschillend geochemisch gedrag van 10 Be vergeleken met 14 C. Na de productie hecht 10 Be zich vast aan aerosols en wordt uit de atmosfeer verwijderd na een residentietijd van 1-2 jaar (Raisbeck et al., 1981). Door deze korte residentietijd wordt de 10 Be productie veel meer beïnvloed door lokale effecten zoals: klimaat en verschil in precipitatie op verschillende plaatsen in de wereld. Daartegenover staat dat de productie van 14 C veel minder afhankelijk is van lokale effecten. Na de productie van 14 C oxideert deze tot 14 CO 2 en blijft in de gasfase. De relatief lange residentie tijd in de atmosfeer van ongeveer 5 jaar, laat een goede verdeling toe van deze 14 CO 2 in elke hemisfeer (Muscheler et al., 2007). Zowel 10 Be en 14 C hebben hun voor- en nadelen als proxies voor de reconstructie van de zonneactiviteit. Maar door verschillende opnames te vergelijken met elkaar, kan men de periodes herkennen waar de invloed van lokale effecten heeft gespeeld. De voornaamste bron die zorgt voor variaties tussen verschillende kosmogene radionuclideproductiecurven zijn veranderingen in het klimaat. Dit zorgt dan ook voor grote onzekerheden in de interpretatie van de gegevens (Muscheler et al., 2007). 26 P a g i n a

36 Vergelijking van radionuclideproductie en relatieve paleointensiteitsdata Uit figuur 3.9 kan men afleiden dat de productiesnelheid van de radionucliden op een niet lineaire manier afhankelijk is van het geomagnetische en het zonnemagnetische schild. Wagner et al. (2000) bewees dat de interne veranderingen in de intensiteit van het geomagnetische dipoolveld van de aarde verantwoordelijk was voor de fluctuaties in de productiesnelheid van de kosmogene radionucliden over perioden langer dan jaar (figuur 3.10.). Verder werd er verondersteld dat variaties op periodes van enkele eeuwen ook verantwoordelijk waren voor veranderingen in de productiesnelheid van de radionucliden (Snowball & Sandgren, 2002; St-Onge et al., 2003). Maar de geobserveerde en gereconstrueerde variaties over korte termijn gedurende de laatste 1000 jaar is gelimiteerd, en hierdoor kunnen veranderingen in de magnetische veldintensiteit van de aarde slechts een kleine fractie van de veranderingen in de productiesnelheid van de radionucliden bepalen (Muscheler et al., 2007). Desondanks blijven de gelimiteerde tijdelijke resolutie van de paleomagnetische data en de verschillen tussen alternatieve geomagnetisch veldreconstructies de belangrijkste bron van onzekerheid voor schattingen van veranderingen in de zonnesterkte uit het verleden (Muscheler et al., 2007). Figuur 3.10: Vergelijking tussen een globale stack van 10 Be paleointensiteitsdata (a,b) met een globale stack van magnetische paleointensiteit(c), Deze figuur stelt de paleomagnetische modulatie voor van de globale kosmogene isotoopproductie, naar Frank et al. (1997). De methode van reconstrueren van het geomagnetisch veld aan de hand van radionucliden bevat enkele onzekerheden. Behalve de geomagnetische modulatie beïnvloedt het magnetisch veld van de zon ook de productie van kosmogene radionucliden (Lal, 1988; Masarik & Beer, 1999). Ook 27 P ag i n a

37 mogelijke veranderingen in de kosmische straling kunnen de radionuclideproductie beïnvloeden. Maar over zulke veranderingen is er nog niet veel gekend. Er zijn ook geen indicaties dat er dat de galactische kosmische straling veel veranderd is gedurende de laatste jaar (Muscheler et al, 2005). Aangezien de productie van radionucliden afhankelijk is van zowel de intensiteit van het aardmagnetisch veld als van de zonneactiviteit, kan men de zonneactiviteit in het verleden afleiden als men in die tijdsperiode de productiesnelheid van de radionucliden en de intensiteit van het aardmagnetisch veld kent (Vonmoos et al., 2006). 3.6 Intensiteit van het magneetveld ten tijde van het Holoceen In figuur 3.11 is het verloop van de intensiteit van het aardmagnetisch veld gedurende het Holoceen (12000 tot recent) weergegeven. Hierbij is het opvallend dat de nauwkeurigheid van de data veel groter is voor de laatste 7000 jaar. Dit kan verklaard worden door het gebruik van archeologische vondsten voor het bepalen van de paleointensiteit. In de holocene periode observeert men twee maxima namelijk rond 9500 BP en 2650 BP ( respectievelijke waarden voor VADM zijn ~ 8,9*10 22 Am 2 en ~ 11.5*10 22 Am 2 ). Het minimum kan geobserveerd worden tussen BP (~ 7*10 22 Am²). De intensiteit van het huidige magneetveld bedraagt 8*10 22 Am² (Knudsen et al., 2008). Figuur 3.11: VADMs voor het Holoceen (zwarte bolletjes) en de geassocieerde foutenschattingen (2σ) verkregen door gebruik te maken van de bootstrap benadering (Naar Knudsen et al., 2008). 28 P a g i n a

38 4. SITUERING 4.1 Algemene situering in Chili Geografische situering Het meer van Villarrica (Lago Villarrica, 39,25 S 72 W) is gelegen op de grens van het negende en het dertiende district van Chili die samen het Meren District (39 15 S en S) vormen. Het negende district wordt La Araucania genoemd en het dertiende district los Rios. Chili is een langgerekt land in zuidelijk Zuid-Amerika. Het wordt aan zijn westelijke zijde begrensd door de Pacifische Oceaan en aan zijn oostelijke en zuidelijke zijde door de Andes en Argentinië. Ten noorden van Chili vindt men Peru en Bolivia (figuur 4.1). Het Chileense Lake District omvat, zoals de naam al doet vermoeden, verschillende meren waarvan de meeste een glaciale oorsprong kennen. Er zijn zeventien matig grote tot grote meren met een dwarsdoorsnede van 5 tot 45 km en een gemiddelde diepte tussen de 100 en de 350 m. Ze lijnen zich op volgens N-S. Hun afmetingen nemen toe naar het zuiden, terwijl hun diepte toeneemt in omgekeerde richting (Heirman, 2005). De regio is een geodynamisch actief gebied in het voorgebergte van de Andes Cordillera, waar de toppen tot 3700 m hoog zijn. Door de gedwongen subductie van de Pacifische plaat onder Zuid-Amerika, wordt dit gebied gekarakteriseerd door zeer sterke aardbevingen en met de meest actieve vulkanen op het Amerikaanse continent (Arnoud et al., 2006). Figuur4.1: situering van Lago Villarrica in Zuidelijk Zuid-Amerika (Naar Moernaut et al., 2007). 29 P ag i n a

39 4.1.2 Geomorfologische setting De zuidelijke Chileense Andes kan opgedeeld worden in drie geomorfologische eenheden: de Coastal Range, de Centrale Vallei en de Andes Coastal Range De Coastal Range (of Coastal Cordillera, of Cordillera de la Costa) is gelokaliseerd parallel aan de Pacifische kust en is het verlengde van de continentale schelf. Het bestaat uit een rechtparallelle heuvelrug met een maximale hoogte rond de 1500 m (Cordillera Nahuelbuta, figuur 4.2.) die de Centrale Vallei scheidt van de Oceaan. De Coastal Range bestaat uit twee lithologische eenheden die een gepaarde pre-andische metamorfe band voorstellen: de Westelijke en de Oostelijke Series. De laaggradige metamorfe condities bereikten het groenschist tot het blauwschist facies in de Westelijke Series (Willner et al., 2001; Willner et al., 2004). Het bevat gesteenten van continentale herkomst (metagreywacke en metapeliten; ~80-85 %) en van oceanische oorsprong (metabasieten, serpentinieten, metacherten, meta-exhalieten; ~15-20 %) (Willner et al., 2004). Verder zijn er ook nog ofiolietsequenties aanwezig die bestaan uit metamorfe kussenlavas geassocieerd met diabaas, serpentiniet en metachert (Frutos & Alfaro, 1985). De Westelijke Series worden gekarakteriseerd door een vlakke penetratieve transpositie foliatie (Willner et al., 2004). De Oostelijke Metamorfe Series omvatten meta-grauwwackes, fyllieten, gneiss en hoornfels. Deze indiceren het lage-druk/ hoge-temperatuur metamorfisme van het groenschist tot het granuliet facies en is geassocieerd met de verplaatsing van een batholiet met een Carboon ouderdom (Hervé, 1977). De metamorfe delen zijn geïnterpreteerd als een gekoppelde metamorfe band van een laat- Paleozoïsche subductie zone (Martin et al., 1999; Potent, 2003). De Westelijke Series worden verondersteld een accretiewig te zijn, terwijl de Oostelijke Series eerder de transitie is naar een vroegere magmatische boog (Martin et al., 1999; Willner et al., 2000). Het contact tussen de Oostelijke en de Westelijke Series is over het algemeen N-S, maar heeft een sinistrale aanzet op ongeveer 39 S aan de NW-SE lopende Gastre Breuk Zone (GFZ) (Rapela & Pankhurst, 1992). Deze breukzone is gevormd tijdens het Paleozoïcum (Melnick et al., 2002). De pre-andische basis van de Coastal Range is omhoog geduwd gedurende het Vroeg-Trias. Dit wordt weergegeven door een discordantie die onder de Midden-Trias sedimenten voorkomt (Ferraris, 1981). Vanaf deze tijd overschreden de subsidentie en uplifting niet meer dan 4 km (Seifert et al., 2003). De Coastal Range wordt gekarakteriseerd door een NE-SW en een NW-SE gerichte oplijning die gerelateerd is aan respectievelijk een rifing in het Trias en een folliatie uit het Perm-Trias en thrusts van de paleoaccretiewig (Hervé, 1977; Muños, 1997). Het drainage systeem reflecteert een ortogonaal patroon dat zich uit in E-W gerichtte rivierinsnijdingen in de Coastal Range. 30 P a g i n a

40 De Centrale Vallei De Centrale Vallei (of Longitudinale Vallei) is een graben van ~1000 km lang en ~60 km breed die de binnenste voorboog (forearc) vormt. Het noordelijk gedeelte, ten noorden van Santiago de Chile, is samengesteld uit een subductiesegment dat gekarakteriseerd wordt door de afwezigheid van vulkanisme en het voorkomen van kleine aardbevingen. Het zuidelijk gedeelte van de Centrale Vallei, ten zuiden van Puerto Montt, ligt gedeeltelijk onder het zeeniveau. De basis van de Centrale Vallei is samengesteld uit hetzelfde metamorfe groenschist complex waaruit de Coastal Range gevormd is (Volland, 2006). De Centrale Vallei wordt doorsneden door de Loncoche Horst ( S). De vorming van de Centrale Vallei wordt toegeschreven aan een vergaande extensie ten tijde van het Laat-Oligoceen tot het Vroeg-Mioceen (25 Ma-16 Ma) (Potent, 2003). Het relatieve diffuse contact van de Centrale Vallei met de Coastal Range en de magmatische boog suggereert dat de Centrale Vallei geen continu bekken is, maar eerder een combinatie van meerdere individuele bekkens. Hiermee geassocieerd is de latere opening en subsidentie van de Centrale Vallei (Volland, 2006). De overgang van de Centrale Vallei naar de Coastal Range is beschreven door een ondiepe normaalbreuk met een NNW-SSE-waardse strekking en een oostwaartse duiking (McDonough et al., 1997). Doordat het contact tussen de Centrale Vallei en de Andes bedekt is met een grote hoeveelheid vulkanieten en lavas is de grens tussen deze twee morfologische eenheden nogal diffuus en speculatief. De Cenozoïsche vulkano-sedimentaire afzettingen van de Centrale Vallei hebben een dikte die tot 3000 m kan bedragen en de oudste hebben een Eoceen ouderdom (Stern et al., 2000). Bovenop deze afzettingen bevinden zich Plioceen- Kwartaire vulanieten, vulkanoklasten (assen, lavas, lahars en pyroklastische flows, ), fluviatiele- en fluvioglaciale afzettingen (figuur 4.2). Deze afzettingen worden op hun beurt bedekt door Holocene sedimenten. Deze zijn het resultaat van intense verwering van vulkanische bodems in de Centrale Vallei en aan de voet van de Andes (Volland, 2006) De Andes De Andes (of Cordillera de los Andes) is het resultaat van de subductie van de Nazca Plaat en de Antarctische Plaat onder de Zuid-Amerikaanse Plaat. De Peruviaanse-Chileense oceanische trog vormt de grens tussen de onderduikende en de overliggende plaat. De Hoofd-Cordillera van de zuidelijk Andes is gemiddeld een minder dan 1200 m hoge en ongeveer 200 km brede gebergteketen. Het is opgebouwd uit een vulkanische boog, met een ouderdom van Plioceen tot recent, en ligt bovenop ge-erodeerd Laat-Jura tot Miocene magmatische boog (De Noord-Patagonische Batholiet, NBP) (Packhurst et al., 1992). De NBP vertoont een verjonging naar het centrum van de batholiet toe (Packhurst et al., 1992). Er kunnen vier grote gebergtevormingen onderscheiden worden gedurende de geologische evolutie in de Andes: een Hercynische orogenese, een orogenese uit het Laat-Jura, Orogense uit het Middel-Krijt en de jongste orogense die gestart is in het Neogeen en die vandaag de dag nog steeds 31 Pag i n a

41 actief is (Lomnitz, 1962). De belangrijkste uplift had plaats in het Mioceen of in het Vroege Plioceen (Paskoff, 1977). De gebergteketen is gevormd door een samenspel van processen zoals uplifting, breuken, plooiingen van sedimentaire en metamorfe gesteenten van het oude craton en erosie. Figuur 4.2: Geologische kaart van zuidelijk Centraal Chili. De kaart geeft de belangrijkste geologische units en breukzones weer (Naar Bohm et al., 2002) Tektonische en geologische setting Een laat Paleozoïsch acrretie complex vormt de basis van de Zuidelijke Andes en is gelegen onder de Coastal Range. Vanaf het Midden-Jura tot het Neogeen (175 2,5 Ma) werden deze gesteenten geïntrudeerd door de Noord-Patagonische Batholiet (NPB), welke het ontstaan gaf aan de Hoofd Cordillera van de zuidelijke Chileense Andes (figuur 4.2). Een ketting van andesitische tot basaltische stratovulkanen ligt opgelijnd langs een prominente N-S gerichte Linquiñe-Ofqui Breukzone (LOFZ) en vormen de recente magmatische boog (Hervé, 1994; Cembrano et al., 2000). Deze belangrijke strike-slip discontinuïteit is actief sinds het Eoceen. Het is het resultaat van de gedwongen subductie van de Chileense Rug (Hervé, 1994; Lavenu & Cembrano, 1999). Twee NW-SE gerichte breuken snijden zich door de bovenste plaat vanaf de Pacifische Kust tot in de Main Cordillera: de Gastre en Bio-Bio breuk zones. Deze breukzones zijn, samen met de LOFZ, eerste orde discontinuïteiten en zijn al actief sinds het Paleozoïcum (Rapela & Pankhurst, 1992). Ze scheiden segmenten af die een verschillende metamorfe en magmatische geschiedenis kennen en gerelateerd zijn aan een Pre-Andische gebergtevorming. Ze hebben sinds het Laat-Krijt tot recent de 32 P a g i n a

42 verschillende ontwikkelingen in de fore-arc bekkens gedomineerd zoals de Conception-Itata, Arauco en Valdivia bekkens of de Mochahoogte (Mordojovich, 1981). Het actieve karakter van deze breuken is gelegen aan de strike-slip bewegingen in de vulkanische boog (Folguera et al., 2001; Melnick et al., 2002) en geomorfologische kenmerken die gerelateerd zijn aan verschillende uplifts en subsidenties langsheen de Coastal Range. Ten oosten van de Andean Cordillera heeft zich een groot bekken (Neuquén Bekken) gevormd tijdens het Jura tot Vroeg-Krijt (Mpodozis & Ramos, 1989). De regionale tektonische setting van Zuid-Centraal Chili wordt sinds het Eoceen (48 Ma) gedomineerd door een min of meer gedwongen subductie van de Nazcaplaat onder de Zuid- Amerikaanse Plaat. Deze subductie heeft een gemiddelde convergentiesnelheid van ongeveer 6,6 cm per jaar en een oriëntatie van N78 E (De Mets et al., 1994; Lavenu & Cembrano, 1999, figuur 4.2). De onderduikende plaat wordt gekenmerkt door verschillende duikingshoeken over zijn gehele lengte. In het gebied waar Villarrica zich bevindt, heeft de plaat een duikingshoek van 30 E (Bohm et al., 2002). De Zuidelijke Andes, wat een deel is van de actieve Zuid-Amerikaanse continentale rand, is het resultaat van deze gedwongen subductie (Angermann et al., 1999). Langs de westelijke rand van Zuid-Chili neemt de ouderdom van de subducerende plaat af van ~35 Ma op een latitude van 38 S tot ~0 Ma op een latitude van 46 S, waar de Chili Rug (Chile Ridge, Antarctisch-Nazca spreidings centrum) aan het subduceren is (Herron, 1981). Ook binnen de Nasca plaat ziet men door de breuk werking van de Mocha Breuk en de Valdivia Breuk een verschil in ouderdom van minstens 35 Ma jaar ten noorden van 38 S en minder dan 20 Ma jaar ten zuiden van 40 S (Figuur 4.2, Müller et al., 1997). Ondanks dat er overal dezelfde subductie kinematiek optreedt, zijn er toch veel geologische en geomorfologische verschillen te merken tussen de verschillende delen van het Andesgebergte, vooral wat betreft de hoogte van de Andes, de dikte van de continentale korst en het vulkanisme. Deze verschillen zijn voornamelijk de oorzaak van de verschillende duikingshoeken van de Nazcaplaat onder de Zuid-Amerikaanse Plaat (Bohm et al., 2002). 4.2 Lago Villarrica Het meer, waar de kernen uit afkomstig zijn, die werden gebruikt ter bepaling van de RPI, noemt het Villarrica meer (39.25 S; 214 masl). Dit meer is een gigantisch glacial meer (ca. 20 x 10 km) en is gelokaliseerd aan de voet van de Cordillera de los Andes. Het lacustriene bekken is ontstaan uit een glaciale vallei, afgebakend door de aanwezigheid van een grote frontale morene rug, samen gevormd gedurende de Laat-Kwartaire glaciaties (Laugenie, 1982). Het landschap rond het meer is voornamelijk gedomineerd door de Villarrica vulkaan, een van de meest actieve vulkanen in Zuid- Amerika (Witter et al., 2004). Het meer kan men morfologisch opdelen in twee delen: het oostelijke en het westelijke deel. Deze zijn van elkaar gescheiden door een morene muur. In het oostelijke deel van het meer vloeien er, gedurende de laatste decaden, frequent alles verwoestende lahars het meer in. Het westelijke deel van het meer is morfologisch beschermd van deze lahar stroming door de morene muur (Moernaut et al., 2009) 33 Pag i n a

43 Morfologisch bestaat het meer van Villarrica uit een diep centraal bekken (tot 167 m diep) en een ondieper gebied dat morfologisch meer verschillend is, in het zuidwestelijk deel van het meer. Een klein eilandje (Allaquillen Island) duidt de overgang tussen het ondiepere gedeelte en het centraal bekken aan. Het meer heeft een afwateringsgebied met een oppervlakte van 2650 km² en beslaat de Villarrica vulkaan (2847 masl), De Quetrupillan vulkaan (2360 masl) en de Sollipulli vulkaan (2282 masl). Het meer wordt hoofdzakelijk gevoed door de Trancura rivier. De Toltén rivier snijdt doorheen de westelijke morene muur die het meer afdempt. Hierlangs stroomt het water uit het meer tot in de Pacifische Oceaan (figuur 4.3., Moernaut et al., 2009). Figuur 4.3: Algemene situering van Lago Villarrica (Moernaut et al., 2009). 34 P a g i n a

44 5. Methodologie 5.1 Staalname op het veld Voor het bepalen van de paleointensiteit in de sedimenten van Lago Villarrica werd een boorkern gebruikt waarvan de segmenten verzameld zijn tijdens twee verschillende expedities. De eerste expeditie vond plaats van 15 december 2007 tot 23 januari 2008 (Heirman et al., 2008) en een tweede van 15 maart tot 29 mei 2009 (Van Daele et al., 2009). In figuur 5.1 is de plaats weergegeven waar de boorkern genomen werd. Figuur 5.1: Plaats waar de boorkern genomen is in Lago Villarrica. De verschillende segmenten van de boorkern zijn verzameld tijdens twee expedities (Naar Heirman et al., 2008; Van Daele et al., 2009) Piston cores (Lange kernen) Een piston core is een lange, zware buis die in de zee-/meervloer geduwd wordt en gebruikt wordt om sedimentstalen te nemen. De piston die binnenin de buis zit, zorgt ervoor dat er zo lang mogelijke stalen genomen kunnen worden. De core wordt in de zee-/meervloer geduwd met zijn open kant. Langs deze open kant wordt er sediment verzameld. Een oranje puler aan de onderkant van de kern zorgt ervoor dat het sediment niet verloren gaat bij het naar boven halen. De piston core heeft als baat dat deze gebruikt kan worden voor het nemen van lange kernen. In tegenstelling tot graviteitskernen (gravitiy cores), waar het langer maken van de buis geen uitsluitsel geeft tot een langer staal. Tijdens de expedities werd gebruik gemaakt van een standard Uwitec 3.6 x 2.8 m aluminium platform dat drijvende gehouden werd door vier opblaasbare pontons. De piston core werd 35 P ag i n a

45 gemonteerd op een statief met drie poten. De core heeft een diameter van 60 mm. Het platform werd tijdens het nemen van de kern stabiel gehouden door vier ankers, bevestigd aan elke hoek van het platform (Heirman et al., 2008 ; Van Daele et al., 2009) Graviteitskernen Graviteitskernen (gravity cores) danken hun naam aan het feit dat de zwaartekracht gebruikt wordt om de buis in het sediment te rammen. Het voordeel van deze manier van staalname is dat het een simpele, robuuste methode is. Het is ook een relatief goedkope methode, die gemakkelijk in gebruik is. Er werd gebruik gemaakt van een Uwitec graviteitscore systeem met een afdichtend deksel aan de bovenkant. In de meeste gevallen werd er een langere buis gebruikt. Al de voorziene Uwitec gewichten werden gebruikt en vaak werd er ook nog een extra gewicht aan de boven en onderkant ingeschakeld. De core viel gewoonlijk ongeveer 5-7 m boven de bodem in vrije val (Van Daele et al., 2009). 5.2 Voorbereidend werk Voordat er gestart kan worden met de paleointensiteitsmetingen is het noodzakelijk om enkele voorbereidingen te treffen. De verschillende segmenten uit Lago Villarrica moeten gecorreleerd worden aan elkaar en er moet gecontroleerd worden welke magnetische mineralen er aanwezig zijn, en, of de korrelgrote en concentratie min of meer constant is Correleren van verschillende segmenten Aangezien de boring in Lago Villarrica uit verschillende overlappende segmenten bestaat, is het noodzakelijk de verschillende segmenten te correleren met elkaar. De correlatie gebeurde aan de hand van de lithologie en de magnetische suspectibiliteit. Katrien Heirman stelde een litholog op voor de verschillende boorkernen. Deze litholog is te vinden in de bijlage A. Het resultaat van de correlatie is weergegeven in figuur P a g i n a

46 Figuur 5.2: Correlatie figuur van de verschillende boorkernen uit Lago Villarrica. De segmenten van de boorkernen die gebruikt zijn om de U-channels uit te halen zijn aangeduid met een blauwe lijn (Heirman, pers. Comm.) 37 P ag i n a

47 5.2.2 Op zoek naar magnetische mineralen De aanwezigheid van magnetische mineralen is zeer belangrijk voor het uitvoeren van magnetische studies. Er zijn duizenden mineralen die van belang zijn in de aardwetenschappen maar gelukkig zijn er slechts enkele natuurlijke mineralen die de magnetische eigenschappen bevatten die men nodig heeft. De omstandigheden op aarde zorgen ervoor dat de meeste van deze mineralen steeds een combinatie van ijzer (Fe) en zuurstof (O) zijn (Fe is het vierde meest voorkomende element op aarde en O het meest voorkomende). Wat magnetische mineralen betreft kunnen we ons dus toespitsen op enkele ijzeroxiden, ijzeroxyhydroxyden en ijzersulfiden. Hiervan is magnetiet (Fe 3 O 4 ) het enige materiaal dat als een permanente magneet beschouwd kan worden, en dus een ferromagnetisch materiaal. De makkelijkste manier om te achterhalen of er al dan niet magnetiet in het sediment is, is door middel van een magneet. Als men met een magneet over het materiaal gaat komen enkel de magnetietkorrels mee. Voor paleomagnetische studies is het belangrijk dat er voornamelijk laag coërciviteitsmineralen zoals magnetiet aanwezig zijn in de sedimenten. Deze mineralen behalen hun maximum coërciviteitskracht bij een waarde van 0.3 T. Terwijl hoog coërciviteitsmineralen (zoals hematiet) een maximale coërciviteitskracht bij een waarde hoger dan 5 T behalen (Tauxe, 1998). De vorm van de magnetietkorrels is ook vrij belangrijk. Voor paleomagnetische studies zijn magnetische mineralen best zeer dun en langwerpig. Dan zijn de twee magnetische polen, die steeds aanwezig zijn in magneten, het verste van elkaar verwijderd. Dit kan men afleiden uit figuur 5.3: als de verhouding van de lengte ten opzichte van de breedte quasi nul is, heeft men ook een kleine demagnetisatie factor. De demagnetisatie factor (N) is een maat voor hoe snel magnetische mineralen hun magnetische eigenschappen verliezen: hoe groter deze factor is hoe sneller de mineralen hun magnetische eigenschappen verliezen en hoe kleiner de magnetische susceptibiliteit is die men zal opmeten (Evans en Heller, 2003). De vorm van de magnetiet mineralen kan gemakkelijk bekeken worden onder een binoculair. Figuur 5.3: De demagnetisatie factor (N) in functie van de lengte van de magnetietmineralen (Evans & Heller, 2003). 38 P a g i n a

48 5.2.3 Magnetische susceptibiliteit (MS) De magnetische susceptibiliteit van een mineraal is een maat voor hoe magnetiseerbaar een mineraal is. Het kan dus iets vertellen over de mineralen die aanwezig zijn in, bijvoorbeeld in dit geval, een boorkern. Metingen van de magnetische susceptibiliteit zijn eenvoudig en goedkoop uit te voeren. Verder is er ook geen beperking over het aantal uit te voeren metingen (voornamelijk prijsgebonden). Dit is dus een goede methode om een verkennende studie te starten met als doel uit een grote hoeveelheid stalen de meest representatieve uit te halen voor verder, duurder en vaak meer tijdrovend onderzoek. Voor de bepaling van de magnetische susceptibiliteit werd gebruik gemaakt van de Barington MS2 surface sensor en een GEOTEK Multi-Sensor Core Logger 0.5 mm resolution (ETH, Zürich, Zwitserland) De Barrington MS2E surface sensor bestaat uit een sensor die verbonden is aan een Barrington MS2 meettoestel. De MS2E sensor is speciaal ontwikkeld om een hoge resolutie te krijgen van de magnetische susceptibiliteit op vlakke oppervlakken met een beperkte ruwheid die maximum 1 mm bedraagt. De sensor heeft een resolutie van 3,5 mm maar om een voldoende grote overlap te hebben en om meetfouten te vermijden werd er hier om de 2,5 mm gemeten. De GEOTEK Multi-Sensor Core Logger (MSCL) wordt gebruikt om geofysische metingen snel, precies en automatisch uit te voeren. Naast meting van de magnetische susceptibiliteit is dit toestel ook in staat om P-golven, gamma dichtheid, elektrische resistiviteit, kleurenspectrum en de natuurlijke gamma straling te meten. In de standaard toestellen kunnen individuele kernen gemeten worden van 50 tot 150 mm in diameter en tot 1.55 m lang. De metingen werden uitgevoerd met een spatiëring van 0.5 mm U-channels Preparaties van een U-channel Een U-channel is een doorzichtige plastieken balk met een afmeting van 2x2x150 cm, maar de lengte is variabel en kan varieren van 4 cm tot 150cm. Deze wordt gevuld met sediment uit een boorkern (Figuur 5.5). U-channels hebben als voordeel dat de meting ervan veel sneller gebeurt dan de meting van verschillende kubusvormige stalen van 7 of 8 cm³ groot. U-channels uit een boorkern halen, veroorzaakt ook minder sedimentvervorming dan de verschillende kubusvormige stalen. Ten tweede zorgt de meting van U-channels ervoor dat er een continu signaal gemeten wordt in plaats van verschillende kortere signalen (Stoner & St-Onge, 2007) Het prepareren van een U-channel is relatief makkelijk. Om te beginnen haalt men het deksel van de lege U-channel en plaatst men de kant met de scherpe randen in het midden van de halve boorkern, dit is belangrijk om zo weinig mogelijk verstoord sediment te hebben (aan de randen van een boorkern is het sediment vaak verstoord). De scherpe randen van de U-channel zorgen 39 P ag i n a

49 ervoor dat deze zich vrij vlot in het sediment kan snijden. Het is belangrijk dat men bij het in het sediment duwen van de U-channel van het midden naar de randen duwt en dit om te vermijden dat er zich luchtbellen verzamelen tussen het sediment en de basis van de U-channel. Wanneer de U- channel volledig gevuld is met sediment, kan men deze verwijderden. Hiervoor maakt men gebruikt van een dunne ijzer- of nylondraad. Deze draad wordt onder de U-channel door geschoven en dit over de hele lengte, waardoor ook het bovenoppervlak van de U-channel losgemaakt wordt van de rest van het sediment. Nu kan de gevulde U-channel verwijderd worden uit de boorkern en krijgt men het resultaat zoals zichtbaar in figuur 5.5. Opdat er geen contaminatie zou gebeuren en er geen sediment verloren gaat tijdens transport, dekt men de gevulde U-channel af met een plastiek folie aan de bovenkant en aan de zijkanten plaatst men een plastieken plaatje. Het geheel wordt dan nog beschermd met een plastieken deksel. Figuur 5.4: Foto van een gevulde U-channel met bijhorende boorkern. Het nemen van U-channels gebeurt niet steeds even gemakkelijk. Sommige soorten sediment bemoeilijken de staalname. Zo kan te grofkorrelig sediment ervoor zorgen dat de plastieken U- channel niet volledig gevuld raakt met sediment, doordat de korrels een volledige doorgang door de boorkern verhinderen. Te droog sediment heeft kan te weinig cohesief zijn waardoor het sediment uit de U-channel valt wanneer het uit de boorkern wordt gehaald. Te nat sediment daarentegen heeft ook zijn nadelen want dit vloeit bij het verwijderen uit de U-Channel weg. Verder kan er vermeld worden dat het nemen van een U-channel een niet destructieve methode is. Na de metingen kan men dit sediment normaliter weer in de boorkern plaatsen. Om te voorkomen dat het sediment dat zich nog in de boorkern bevindt in elkaar zakt tijdens de periode dat de U-channel gemeten wordt, plaatst men piepschuim in de overgebleven holten. Het grote nadeel van U-channels, met het oog op een continue weergave van de data, is dat de U-channels gemeten worden met een interval van 2 cm en een resolutie van 4 tot 5 cm. Het gevolg hiervan is dat er geen enkele meting onafhankelijk uitgevoerd wordt en er een overlap is tussen twee opeenvolgende metingen van ongeveer 4.5 cm. Dit resulteert in een hoekeffect aan de grens van een U-channel, waardoor het noodzakelijk is om bij het interpreteren van de data aan de boven- en ondergrens van elke U-channel 5 cm weg te laten (Guyodo et al., 2002) 40 P a g i n a

50 U-channels van Lago Villarrica De segmenten van de boorkern waar de U-channels uit gehaald zijn, zijn weergegeven in figuur 5.2. De segmenten waaruit de U-channels genomen werden zijn bepaald aan de hand van drie criteria: 1) De verschillende segmenten van de kernen waar een U-channel uitgehaald moet worden, moesten zo lang mogelijk zijn 2) de interne vervorming die door de staalname aangebracht is, moet zo klein mogelijk zijn en 3) er moest zo veel mogelijk (ongeveer 5 cm) overlap zijn tussen de verschillende U-channels. In het totaal zijn er 19 U-channels genomen met een variabele lengte. Een overzicht is weergegeven in tabel 5.1: Tabel 5.1: De verschillende segmenten waaruit de U-channels gehaald zijn. Waarbij de kernlengte de lengte van de U-channel weergeeft. In de laatste twee kolommen is de werkelijke diepte van het segment onder de meerbodem te vinden. Kernlengte (in cm) Diepte (in cm) Van Tot VILLSC VILL1B-I 105,5 65,3 170,8 VILL1B-II 82,4 170,8 253,2 VILL2B-I 104,9 173,5 278,4 VILL1Cdelta-I 92,3 264,75 357,05 VILL1Cdelta-II 96,8 357,05 453,85 VILL2C-I 106,3 369,5 475,8 VILL2C-II ,8 556,8 VILL1D-I 101,9 523,7 625,6 VILL1D-II 81,5 625,6 707,1 VILL2D-II 99,1 685,7 784,8 VILL1E-I 91,2 742,9 834,1 VILL1E-II 93,7 834,1 927,8 VILL2FG-III ,4 992,4 VILL2FG-IV 75,3 992,4 1067,7 VILL2FG-V ,7 1138,7 VILL2FG-VI ,7 1209,7 VILL1G-I 94,4 1177,2 1269,3 VILL1G-II 93,8 1269,3 1363,1 5.3 Magnetische studies aan LSCE De magnetische studies werden uitgevoerd in het Laboratoire des Sciences du Climat et de l Environnement (LSCE) in Gif-sur-Yvette, Frankrijk. Het laboratorium besliste de metingen zelf uit te voeren, aangezien de Villarrica-segmenten zo n sterk signaal gaven dat de U-channels tussen andere metingen door gemeten werden en vaak ook s nachts. Hieronder wordt een beknopte beschrijving weergegeven van de gebruikte technieken en parameters om de sedimenten van Lago Villarrica te karakteriseren. 41 P ag i n a

51 5.3.1 Methoden Meten van Inclinatie, Declinatie en Magnetisatie De inclinatie, declinatie en magnetisatie van een U-channel wordt gemeten door gebruik te maken van een magnetometer. De U-channels van Lago Villarrica zijn gemeten door gebruik te maken van een 2G 755-SRM magnetometer met hoge resolutie pick-up coils. De magnetometer zelf werd geplaatst in een mu-metal shielded room. Deze pick-up coil is ontwikkeld om een zo klein mogelijke overlap te hebben tussen de verschillende metingen en hierdoor een hogere resolutie te halen. Een belangrijke ontwikkeling in de evolutie van de magnetometers is de aaneenschakeling van een magnetometer en een demagnetisatieproces. Hierbij worden er drie AF-spoelen (alternerde velde spoelen) in serie geplaatst en waarbij elke spoel loodrecht staat op de twee andere. Hierdoor kan een staal gedemagnetiseerd worden langs de x, y en z richting (Stoner & St-Onge, 2007). Figuur 5.5: Een voorbeeld van een 2G 755-SRM magnetometer (Stoner & St-Onge, 2007) Progressieve stapsgewijze demagnetisatie De stabiliteit en de coërciviteit van remanenties die verkregen zijn in het laboratorium kunnen bestudeerd worden wanneer de stalen blootgesteld worden aan alternerende velden (AF) die continu afnemen vanaf een hoog piekveld tot nul. Algemeen wordt er tijdens het demagnetisieproces een alternerende piekwaarde gecreëerd tot 100 of 200 mt. Deze waarden zijn nodig om laag-coërciviteits mineralen te demagnetiseren. De magnetische eigenschappen van een materiaal worden het best gekarakteriseerd door het staal bloot te stellen aan velden met een variabele grootte. Hysteresiscurven verschaffen informatie over coërciviteitskracht, saturatie magnetisme en saturatie remanentie (Evans & Heller, 2003). 42 P a g i n a

52 De standaard procedure voor demagnetisatie is om eerst de NRM te meten en vervolgens de stalen aan een serie van demagnetisatiestappen met toenemende sterkte te onderwerpen. De magnetisatie van het staal wordt na elke stap gemeten. Gedurende de demagnetisatie gaat de remanentievector veranderen tot wanneer de meest stabiele component geïsoleerd is. Dit is op het punt waar de vector in één rechte lijn naar de oorsprong wijst. Deze finale component wordt de karakteristieke remanente magnetisatie genoemd (KRM) (Tauxe, 1998). Het principe van progressieve demagnetisatie wordt voorgesteld in figuur 5.6. Initieel is de NRM de som van twee componenten die gedragen worden door twee populaties met een verschillende coërciviteit. De verdeling van de coërciviteiten is weergegeven in de histogrammen links in figuur 5.6. De twee componenten van de magnetisatie worden getoond als vectoren met dikke lijnen in de grafieken aan de rechter kant. In dit voorbeeld zijn de twee componenten orthogonaal. De som van de twee componenten bij de start (NRM) wordt getoond door een + op de vectorgrafieken aan de rechterkant. Na de eerste AF demagnetisatie stap, gaat de bijdrage van de laagste coërciviteitsmineralen toenemen en gaat de remanentie zich bewegen naar de het eerste punt weg van de initiële NRM op de lijn tussen de oorsprong en de initiële NRM. Met een toenemende AF gaan de remanentievectoren gradueel verkleinen (wat voorgesteld wordt als de gestippelde vectoren op de grafieken aan de rechterkant van figuur 5.6) en uiteindelijk eindigen in de oorsprong (Tauxe, 1998). Er worden vier verschillende sets van coërciviteitsspectra weergegeven in figuur 5.6. welke elk een typerend gedrag voorstellen gedurende het demagnetisatie proces. Wanneer de twee coërciviteitsfracties volledig te onderscheiden zijn, zijn de twee componenten duidelijk gedefinieerd (figuur 5.6 a) door de progressieve demagnetisatie. Hoffman & Day (1978) ontdekten dat wanneer er een overlap voorkomt tussen coërciviteitsdistributies van de componenten, dat het resulterende demagnetisatiediagram een gekromd voorkomen heeft (figuur 5.6 b). Als de twee componenten volledig overlappen, gaan de twee componenten simultaan verdwijnen en gaat er schijnbaar één enkele component van het demagnetisatiediagram overblijven (figuur 5.6 c). Het is ook mogelijk dat één coerciviteitsspectrum volledig ingesloten is door het andere coercivitietsspectrum (figuur 5.6 d). In dit geval ontstaat er een S-vormige demagnetisatiecurve (Tauxe, 1998). 43 P ag i n a

53 Figuur 5.6: Principe van progressieve demagnetisatie. Stalen met twee componenten van de magnetisatie (getoond als de dikke vectoren in de rechter kant van de figuur), met bijhorende coërciviteiten (in de histogrammen aan de linker kant van de figuur) De origine NRM is de som van de twee magnetische componenten en wordt weergegeven als een + in de diagrammen aan de rechterkant. Figuren a-d stellen verschillende mogelijke coërciviteitsspectra voor met hun bijhorend gedrag bij demagnetisatie (Tauxe, 1998). 44 P a g i n a

54 Principale componenten analyse De remanentierichtingen worden gewoonlijk berekend door gebruik te maken van principale componenten analyse (PCA) (Kirschvink, 1980). Een sequentie van datapunten die een enkele component vormen, worden gelijk gewogen. De D, I en M data worden geconverteerd naar overeenkomstige x waarden, x D, x I en x M (dit kan gebeuren door gebruik te maken van een programma, bijvoorbeeld dir_cart (Tauxe, 1998)). Vervolgens worden de coördinaten van het massacentrum van de data punten berekend ( ): Waar N het aantal data punten voorstelt. Vervolgens worden de originele data getransformeerd naar het massacentrum: Waar de getransformeerde coördinaten zijn. De oriëntatie matrix T (ook gekend als de matrix van de kwadraten sommen; Scheidegger, 1965) is zeer handig in het paleomagnetisme: (5.3) T is een 3 x 3 matrix, weer enkel zes van de negen componenten onafhankelijk zijn. Wanneer de 3 componenten die niet op de as van de matrix staan gelijk zijn aan nul, spreekt men van een eigenvector van de matrix. De drie elementen van T worden dan de eigenwaarden genoemd. In termen van de lineaire algebra kan men vergelijking 5.3 ook schrijven als: Waar V een matrix is die de drie eigenvectoren bevat en τ de diagonale matrix is die de drie eigenwaarden bevat. Vergelijking 5.4 is enkel waar indien: Als vergelijking 5.5 uitgebreid wordt krijgt men een polygonale van de derde graad van welke zijn wortels (τ) de eigenwaarden zijn. 45 P ag i n a

55 De drie mogelijke waarden van τ (τ1, τ2, τ3) kunnen gevonden worden door iteratie en determinatie, maar dit gebeurt in de praktijk aan de hand van allerlei computerprogramma s. Bij conventie wordt vastgelegd dat de grootste eigenwaarde gelijk is aan τ1 en dit stemt overeen met eigenvector V1. Door de waarden van de getransformeerde componenten die berekend zijn in vergelijking 5.2 in T in te voegen verkrijgt men een covariatie matrix voor de gedemagnetiseerde data. De richting van de assen die geassocieerd zijn met de grootste spreidingsdata (de principale eigenvector V 1 ) corresponderen met de best passende rechte door de data. De eigenwaarden van T zijn de varianties die geassocieerd zijn met elke eigenvector. Dus de standaardafwijking wordt weergeven door. De zogenaamde maximale hoekafwijking (MAD) van Kirschvink (1980) wordt gedefinieerd als : (5.7) 46 P a g i n a

56 5.3.2 Gemeten parameters Om de meersedimenten te karakteriseren zijn er een aantal laboratorium experimenten uitgevoerd: de intensiteit van de natuurlijke remanente magnetisatie (NRM) werd gemeten, de magnetische susceptibiliteit bij een lage frequentie (Low field susceptibiliteit); de isothermische remanente magnetisatie (IRM) met toenemende stappen tot 1.2 T, de saturatie remanente magnetisatie (SIRM), bereikt werd, de Back-field IRM met dalende stappen tot als de magnetische remanentie verwijderd was en de anhysterische remanente magnetisatie (ARM). Er zijn in totaal vier parameters gemeten namelijk de susceptibiliteit (k), de natuurlijke remanente magnetisatie (NRM), de anhysteresische remanente magnetisatie (ARM) en de isothermische remanente magnetisatie(irm). Al deze parameters zijn om de 2 cm gemeten met een resolutie van ongeveer 4 tot 5 cm. Het resultaat is vervolgens genormaliseerd voor het volume Low-field Susceptibiliteit Low-field susceptibiliteit of initiële susceptibiliteit werd nog eens gemeten op de U-channels zelf. Het is steeds handig om meerdere metingen van de susceptibiliteit uit te voeren aangezien deze naast afhankelijkheid van magnetische mineralogie, korrelgrote en concentratie, ook afhankelijk is van de temperatuur van het staal en de invloed van magnetische stromen in de omgeving (Evans & Heller, 2003). De susceptibiliteit is gemeten met een nauwkeurigheid van 10-6 A/m Natuurlijke remanente magnetisatie (NRM) Aangezien er hier gewerkt wordt op sedimenten, is de NRM verkregen door een detritische remanente magnetisatie (DRM). Nadat de initiële NRM van het staal gemeten is, wordt de NRM gedemagnetiseerd. Deze demagnetisatie is nodig om de ruis uit de NRM te halen en zo een stabiele waarde voor de NRM te verkrijgen. De demagnetisatie van de NRM gebeurde door gebruik te maken van tien demagnetisatiestappen namelijk bij 10 mt, 15mT, 20 mt, 25 mt, 30 mt, 35 mt, 40 mt, 50 mt, 60 mt en 80 mt. Na elke stap werd de magnetisatie, declinatie en inclinatie gemeten. De resolutie van de NRM-metingen bedraagt 10-6 A/m Anhysterestische remanete magnetisatie (ARM) Dit is geen natuurlijk voorkomende remanentie, maar dit type van remanentie staat in zeer dichte verwantschap met TRM (thermisch remanente magnetisatie). ARM is de remanentie die verkregen wordt wanneer een staal wordt blootgesteld aan een dalend alternerend magnetisch veld in de aanwezigheid van een klein vast veld (waarvan de sterkte vergelijkbaar is met de sterkte van het aardmagnetisch veld, gestippelde curve in figuur 5.7). Het alternerende veld moet een voldoende grote initiële sterkte hebben om de magnetische korrels in het staal te satureren. Al de deeltjes die een remanente coërciviteit hebben die gelijk of minder is dan het aangelegde veld worden gemagnetiseerd langsheen de richting van het aangelegde bias veld. Men laat de sterkte van het AFveld toenemen en na elke stap wordt de ARM gemeten (Evans & Heller, 2003). 47 Pag i n a

57 Hier is echter de k ARM van de sedimenten gemeten. De k ARM is de zogenaamde susceptibiliteit van de ARM. De k ARM is de massa-genormaliseerde ARM per eenheid van het bias veld (H). Dit blijkt een zeer bruikbare parameter te zijn (Evans & Heller, 2003). De k ARM wordt gemeten langs de as van de U-channel door gebruik te maken van een 100mT AF-veld en een bias veld van 1 G. Na het meten van de k ARM werd het staal gedemagnetiseerd door gebruik te maken van dezelfde stappen als in NRM. De resolutie van de metingen bedraagt 10-6 A/m. Figuur 5.7: Voorstelling van een afnemend AF-veld. De zwarte curve duidt aan hoe het veld zich gedraagt tijdens een demagnetisatieproces in een nulveld. De gestippelde curve geeft weer hoe het veld verander wanneer er naast het AF-veld ook nog een bias veld aangelegd wordt met een grootte h (Evans & Heller, 2003) Isothermische remanente magnetisatie (IRM) (10-6 A/m) Wanneer een ferromagnetische substantie, initieel in een gedemagnetiseerde staat, geplaatst wordt in een aangelegd magnetische veld B, dan volgt het staal de magnetisatie curve van de oorsprong zoals wordt weergegeven in figuur 5.8. Als B toeneemt vanaf nul, dan gaat de magnetisatie M initieel lineair toenemen (zoals aangegeven op segment a van figuur 5.8). Als B teruggebracht wordt naar nul op dit punt, is het proces nog omkeerbaar en valt M ook terug tot nul. Als B verder toeneemt, dan neemt de helling van de curve toe (segment b in figuur 5.8). Indien B nu teruggebracht wordt naar nul, gaat M niet meer geheel naar nul terug vallen, maar gaat het pad c (figuur 5.8) volgen en een isotermisch remanente magnetisatie (IRM) wordt weergegeven door M. Een toename van B nog verder dan punt d (figuur 5.8) op de magnetisatie curve, zal geen verdere toename van M teweegbrengen en het saturatie magnetisme M s wordt bereikt bij het saturatie veld 48 P a g i n a

58 B sat. Wanneer vervolgens het veld B teruggebracht wordt naar nul (langsheen segment e) verkrijgt men de saturatie IRM (SIRM), of eenvoudiger de saturatie remanentie M rs. (Tauxe, 1998) Wanneer we het veld in de omgekeerde richting laten werken, wordt de IRM overwonnen en wordt M gereduceerd tot nul in een veld B c ; dit wordt de coërciveit of de coërciviteitskracht genoemd. Verdere toename van B in de negatieve richting vertoont een saturatie in de omgekeerde richting en een herhaalde cirkelbeweging van het veld veroorzaakt dat de magnetisatie een hysteresislus volgt zoals weergegeven in figuur 5.8. (Tauxe, 1998). Figuur 5.8: Initiële magnetisatie curve en hysteresiscurve voor een ferromagnetische substantie (McElhinny & McFadden, 2000). Het isothermische remanente magnetisatie (IRM) is verkregen langsheen de as van de U- channel. De saturatie remanente magnetisatie (SIRM) is op een stapsgewijze manier bepaald. Er is gebruik gemaakt van 6 stappen bij 50, 100, 200, 300, 500 en 1000 mt. Vervolgens is er op dezelfde manier gedemagnetiseerd, met dezelfde 10 stappen, als de ARM en de NRM. De resolutie van de metingen bedraagt 10-6 A/m. Er werd ook een IRM bepaald door het veld in omgekeerde richting te laten inwerken. Hierdoor verkreeg men een BIRM (back field isotehermische remanente magnetisatie). Dit werd enkel bepaald voor een veld van 0.3T. 49 P ag i n a

59 5.4 Radiokoolstof datering De radiokoolstof dateringen zijn uitgevoerd in twee laboratoria. Het ene is in Pozdan, Polen en het andere WHOI. Beide dateringen werden uitgevoerd door gebruik te maken van een acceleratormassaspectometer (AMS). Voor de kaibratie werd gebruik gemaakt van OXCAL 4.0. (Bronk Ramsey, 2009). Er werd gekalibreerd naar de kalibratiecurve intcal 09 (Reimer et al., 2009). Ook werd er gecorrigeerd voor oud koolstof dat aanwezig is in de sedimenten met een ouderdom van 225 jaar. 50 P a g i n a

60 6. Voldoen de sedimenten van Lago Villarrica aan de RPIvoorwaarden? Tauxe (2010) haalt enkele voorwaarden aan waaraan sedimenten moeten voldoen, opdat ze gebruikt worden als een betrouwbare drager van het RPI-signaal. Deze voorwaarden werden reeds opgesomd in hoofdstuk 3 ( Relatieve paleointensiteitsbepalingen aan de hand van DRM s). Aan deze voorwaarden moeten we nog een puntje bijvoegen, namelijk het bepalen van de sedimentatiesnelheid. Dit is belangrijk voor het controleren van de RPI-gegevens van de kern zelf en om de RPI-data te kunnen correleren met andere RPI-opnamen. In dit hoofdstuk wordt bekeken in welke mate de sedimenten van Lago Villarrica voldoen aan deze voorwaarden. 6.1 Magnetische Stabiliteit De NRM moet gedragen worden door een detritische fase met een hoge magnetische stabiliteit. Verder moet het deel, van de natuurlijke remanentievector, dat gebruikt wordt voor paleointensiteit een enkele goed gedefinieerde component van het magnetisme zijn (Tauxe, 2010). De stabiliteit van de NRM werd gecontroleerd door alterneerde-velden (AF) demagnetisatie. Er werd gedemagnetiseerd bij 10, 15, 20, 25, 30, 35, 40, 50, 60, 80 mt. Om de magnetische stabiliteit te testen, hebben we drie piloot stalen gekozen op verschillende diepten namelijk: bovenaan de sequentie (bij 5 cm), in het midden van de sequentie (bij 783 cm) en onderaan de sequentie (bij 1333 cm). Het resultaat van de demagnetisatie wordt weergegeven in figuur 6.1. Wanneer de demagnetisatiecurve best benaderd kan worden door een rechte, weet men de NRM gedragen wordt door een detritische fase met een hoge magnetische stabiliteit en dat de NRM bepaald wordt door een remanentie vector met slechts één component (Tauxe, 1998). Figuur 6.1: Demagnetisatiecurven op een diepte van A) 5 cm, B) 783 cm en C) 1333 cm. De zwarte stippellijnen duiden het interval aan waar de NRM het stabielste is. De rode stippellijn komt overeen met het demagnetisatie niveau van 25 mt. 51 P ag i n a

61 In figuur 6.1 merkt men op dat het interval tussen de demagnetisatiestap van 15 mt en 60 mt het beste een rechte benadert. Wanneer er een waarde voor de NRM gekozen wordt die tussen het interval van 15 mt tot 60 mt ligt (tussen de twee gestippelde lijnen op figuur 6.1), weet men dat de NRM bepaald is door slechts één component en een stabiel representatieve waarde is voor de karakteristieke remanente magnetisatie (KRM). Voor de verdere bepalingen van de paleointensiteit wordt dan ook gebruik gemaakt van de NRM-waarde bij 25 mt (NRM 25mT, bij de rode stippellijn). De afwijkende waarden bij de demagnetisatiestappen van 10, 15 en 80 mt kunnen voornamelijk verklaard worden door ruis. 6.2 Directionele controle De NRM moet een excellente opname zijn van het geomagnetisch veld, mag geen inclinatiefouten bevatten en als er polariteiten aanwezig zijn, moeten de twee populaties antipodaal zijn. Geassocieerde directionele data moeten geplot worden in gelijke oppervlakte projectie (Tauxe, 2010). Kirschvink (1980) paste de klassieke multivariabele techniek van principale componenten analyse (PCA, zie hoofdstuk 5) toe om de richtingen, van de rechten en vlakken van de best passende kleinste kwadraten fit, te schatten langsheen de demagnetisatie-paden. Voor een dataset met opeenvolgende PCA punten kan men de best passende rechte bepalen. De precisie van deze rechte wordt weergeven door de maximale hoekafwijking (MAD). Aangezien er geen algemene regels zijn voor aanvaardbare waarden voor de MAD-waarde, zullen best passende rechten van de PCA die een MAD 15 voortbrengen vaak beschouwd worden als slecht en twijfelachtig, terwijl MAD 10 beschouwd worden als aanvaardbare data. Hieruit volgt dat hoe lager de MAD-waarde, des te stabieler de NRM (McElhinny & McFadden, 2000). Er kon een PCA-dataset berekend worden voor 10 van de 11 stappen waarvoor de NRM gemeten was, de laatste stap werd uit de berekeningen gehaald omdat deze al zeer goed gedemagnetiseerd was en dat er enkel nog ruis overbleef (zie figuur 6.1). In figuur 6.2 wordt de PCAdataset weergegeven van de demagnetisatiestap bij 25 mt voor de inclinatie. De gemiddelde MAD-waarde (figuur 6.2) is zeer laag, namelijk 1.4. Toch kan men enkele pieken in deze waarde zien met een waarde van 5 of meer. Men kan deze piekwaarden onderverdelen in twee soorten. De eerste soort wordt veroorzaakt door het voorkomen van tefralagen in de sequentie en een tweede soort die kan te wijten zijn aan een meetfouten. Er zijn vier pieken die overeenkomen met tefralagen in de sequentie, namelijk op 187 cm (MAD-waarde van 7 ), cm (MAD-waarde van 13 ), cm (MAD-waarde van 7.1 ), 1162 cm (MAD-waarde van 5.2 ). Niet elke tefralaag komt tot uiting door een grote MAD-waarde ten opzichte van de inclinatie. Dit komt doordat de meeste tefralagen een zeer consistent signaal geven met de omringende normale sedimentatie, zowel qua magnetische korrelgrote als qua paleointensiteitsignaal (figuur 52 P a g i n a

62 6.2). De tefralagen waarin deze pieken geobserveerd werden, zijn dan ook vrij dikke tefralagen. Zo is de tefralaag op een diepte van 536 cm 6 cm dik en deze op een diepte van 584 cm 14 cm dik. De piek bij een diepte van 989 tot 997 cm kan niet verklaard worden door het voorkomen van tefralagen. Nochtans wordt er hier een MAD-waarde geobserveerd die meer dan 20 bedraagt. Deze fout bevindt zich echter wel op de grens tussen twee u-channels, bijgevolg kan de hoge MADwaarde veroorzaakt zijn door een meetfout. Figuur 6.2: Deze grafiek stelt de PCA-set voor van de inclinatie-data (blauwe curve) en de bijhorende MADwaarden (groene curve). De rode stippellijn stelt de verwachtte inclinatie van de GAD voor in Lago Villarrica en de grijze balken de tefralagen die de een hoge MAD-waarde opleveren. 53 P ag i n a

63 Figuur 6.3 geeft de directionele data van de pilootstalen (op een diepte van 5, 783 en 1333 cm) tijdens de demagnetisatie weer. Alle data plotten op ongeveer hetzelfde punt, wat betekent dat er gedurende het demagnetisatieproces geen significante veranderingen optreden in de declinatie en inclinatie. Hieruit kan besloten worden dat de NRM een excellente opname is van het geomagnetische veld. 5 cm cm cm Figuur 6.3: Sterografische projecties van de directionele data van de pilootstalen gedurende demagnetisatie (A: bij 5 cm, B: bij 783 cm en C: bij 1333 cm). 6.3 Magnetische mineralogie, korrelgrootte en concentratie Grote veranderingen in de concentratie (meer dan één grote orde) en veranderingen in de magnetische mineralogie of korrelgrote zullen problemen geven bij de normalisatie (Tauxe, 2010). De magnetische mineralogie, korrelgrootte en concentratie worden hieronder besproken. Deze drie parameters worden ook behandeld in functie van de tefralagen Magnetische Mineralogie Deze voorwaarde is op twee verschillende manieren getest. Bij de eerste methode wordt er een visuele interpretatie van de mineralogie gemaakt, terwijl de tweede methode gesteund is op statistiek Visuele Methode De eerste methode bestond eruit de magnetische mineralen uit de sedimenten te halen door middel van een magneet en vervolgens de magnetische mineralogie te bepalen aan de hand van opvallend licht. Dit werd gedaan op zes verschillende diepten in de kern. Er kon besloten worden dat men voornamelijk te maken had met magnetietkorrels (zie bijlage) Statistisch Methode Het eerste deel van deze voorwaarde stelt dat er geen al te grote veranderingen mogen voorkomen in de magnetische mineralogie. De volledige veranderingen observeren aan de hand van 54 P a g i n a

64 S-waarde (IRM/SIRM) de visuele methode zou een zeer moeilijke en tijdrovende arbeid zijn. Gelukkig zijn er ook andere methoden voorhanden die de magnetische mineralogie op een makkelijkere manier kunnen inschatten. Men kan veranderingen in de magnetische mineralogie observeren door gebruik te maken van de S-waarde. Deze S-waarde zet de isothermische remanente magnetisatie, bekomen door backfield demagnetisatie (BIRM), uit ten opzichte van de gesatureerde isothermische remanente magnetisatie (SIRM) dus BIRM/SIRM. Indien men de S-waarde uitzet in functie van de diepte, kan men de hoeveelheid hoog coërciviteits ( harde ) remanentie ten opzichte van de hoeveelheid laag coërciviteits ( zachte ) remanentie beschouwen. In vele gevallen stelt deze een goede schatting voor van de relatief belangrijke antiferromagneten (zoals harde hematiet) ten opzichte van ferrimagneten (zoals zachte magnetiet). Waarden die dicht bij 1 gelegen zijn geven aan dat er een groot aandeel aan laag coërciviteitsmineralen, zoals magnetiet aanwezig is. Waarden die dichter bij 0 gelegen zijn, stellen hoog coërciveitsmineralen zoals hematiet voor (Evans & Heller, 2003). Het nadeel van de S-waarde te berekenen is dat deze waarde ook afhankelijk is van de korrelgrote van de magnetische mineralen. Wanneer de korrelgrote toeneemt, kan dit geobserveerd worden als een toename in de S-waarde (Stockhausen & Zolitschka, 1999). Dit is echter enkel het geval indien men de S-waarde berekent met een BIRM-waarde bepaald bij 0.1 T. Indien men de S- waarde berekent aan de hand van de BIRM-waarde bij 0.3 T kan men een vrij goede schatting van de magnetische mineralogie maken (Stoner et al., 2007). Hier is de S-waarde dan ook berekend aan de hand van de BIRM 0.3T S-waarde in functie van de diepte Diepte (in cm) Figuur 6.4: De S-ratio in functie van de diepte. Deze waarde ligt dicht bij 1 wat een aanduiding geeft dat er voornamelijk laag coërciviteitsmineralen zoals magnetiet aanwezig zijn. 55 P ag i n a

65 De S-waarde is uitgezet in functie van de diepte in figuur 6.4. De S-waarde schommelt tussen 0.88 en 1.03 met een gemiddelde van 0,9. Dit geeft aan dat er voornamelijk laag coërciviteitsmineralen, zoals (titano)-magnetiet, voorkomen in de sedimenten van Lago Villarrica. Men kan ook de magnetische mineralogie bepalen aan de hand van Biplots (Peters & Thompson, 1998). Het doel van Biplots is om de gebruikelijke magnetische mineralen te onderscheiden van elkaar zonder gebruik te maken van dure mineraalscheidingsmethoden. Om een Biplot te construeren, gebruikt men verschillende magnetische parameters die gecombineerd worden met elkaar. Zo kan men SIRM/k plotten in functie van ARM 40mT /SARM, waarbij ARM 40mT staat voor de ARM gemeten bij een AF-veld van 40 mt en SARM de ARM van het staal is gemeten bij 0 T (dit heeft dus niets te maken met saturatie, zoals wel het geval is bij SIRM). Een Biplot dat gebaseerd is op deze magnetische parameters is geplot in figuur 6.5. Uit deze Biplot kan er afgeleid worden dat de sedimenten inderdaad voornamelijk bestaan uit de laag coërciveitsmineralen magnetiet, titanomagnetiet en greigiet. Figuur 6.5: Standaard Biplot van Peters & Thompson (1998) die SIRM/k uitzet in functie van ARM 40mT /SARM. Deze verhouding is bepaald voor de punten van Lago Villarrica en vervolgens uitgezet op de figuur (rode lijnen). Hieruit blijkt dat de magnetische mineralogie van de sedimenten van Lago Villarrica integraal plotten in het magnetiet, titanomagnetiet, greigiet veld 56 P a g i n a

66 6.3.2 Magnetische korrelgrootte Een manier om de variaties in de korrelgrootte van deze magnetieten te bepalen is het combineren van verschillende magnetische parameters zoals k, ARM of IRM en deze vervolgens te plotten ten opzichte van elkaar, in een zogenoemd Banerjee-plot of King-plot (Banerjee et al., 1981; King et al., 1982). Bij een King-plot zet men de k ARM uit ten opzichte van de k-waarde, terwijl men bij een Banerjee-plot de k ARM uitzet in functie van de SIRM. King-plots worden het meeste gebruikt om de magnetische korrelgrootte in te schatten maar aangezien de magnetische susceptibiliteit ook afhankelijk is van een aantal paramagnetische componenten, verkrijgt men een zuiverder resultaat wanneer de k ARM /IRM-waarde ten opzichte van de diepte uitgezet wordt (Banerjee et al., 1981). Op deze diagrammen kan men zowel veranderingen in magnetische korrelgrootte als in magnetische concentratie aflezen. De helling van de trendlijn door de oorsprong geeft een idee over de gemiddelde korrelgrootte. Waarden die boven deze trendlijn gelegen zijn, hebben een kleinere korrelgrootte, terwijl waarden die onder deze trendlijn gelegen zijn een grovere korrelgrootte hebben (figuur 6.6). De magnetische remanentie wordt het best vastgehouden door kleine magnetische korrels. Het is hierdoor aan te raden paleointensiteitsstudies uit te voeren op sedimenten met een kleine magnetische korrelgrootte, wat overeen komt met een steilere helling (figuur 6.6) (Evans & Heller, 2003). Figuur 6.6: De helling van een King-plot in functie van de magnetische korrelgrootte. De magnetische korrelgrootte wordt weergegeven in microns (Evans & Heller, 2003). 57 P ag i n a

67 In figuren 6.7a en 6.7b worden respectievelijk een King-plot en een Banerjee-plot weergegeven met bijpassende trendlijn. Zowel de King-plot als de Banerjee-plot geven min of meer hetzelfde resultaat. Er is op beide grafieken een kleine range in de variaties van de magnetische korrelgrootte te merken. Deze range kan mogelijk verklaard worden door het voorkomen van de tefralagen langsheen de sequentie. Uit de litholog (zie bijlage) kan er afgeleid worden dat de tefralagen een grovere korrelgrootte hebben dan de rest van het sediment, het is dus aannemelijk dat de magnetische mineralogie in deze tefralagen ook een wat grovere korrelgrootte heeft. Figuur 6.7: King-plot (A) en Banerjee-plot (B). De rode rechte stelt de trendlijn voor. Om een beter inzicht te krijgen over hoe de magnetische korrelgrootte varieert in functie van de diepte, werden de hellingen van de twee curven, namelijk de k ARM /k en k ARM /SIRM, ten opzichte van de diepte uitgezet (Figuur 6.8). Hoe lager de waarden van de k ARM /k-curve of de k ARM /SIRM-curve, hoe grover de magnetische korrelgrootte op deze diepte. De twee curven vertonen wat kleine verschillen die voornamelijk te verklaren zijn door de afhankelijkheid van k voor andere nietmagnetische factoren, zoals korrelgrootte. Hierdoor bevat de k ARM /k -curve meer ruis dan de k ARM /SIRM-curve. Het is dus beter de k ARM /SIRM-curve te gebruiken om de veranderingen in de korrelgrootte met de diepte te bespreken. De k ARM /SIRM-curve verandert met een factor die maximaal 2 bedraagt, wat betekent dat de korrelgrootte niet significant varieert met de diepte. De fijnste korrelgrootte kan geobserveerd worden op een diepte van ongeveer 400 cm. De grofste korrelgrootte op ongeveer 600 cm diepte. De gemiddelde magnetische korrelgrote heeft een waarde van ongeveer 1.2 voor k ARM /k. Er zijn twee gebieden waar deze magnetische korrelgrootte afwijkt van de gemiddelde magnetische korrelgrootte. Tussen 375 en 475 cm diepte is de magnetische korrelgrootte fijner dan de gemiddelde korrelgrootte, terwijl men tussen 500 en 600 cm diepte een grovere korrelgrootte kan opmerken. 58 P a g i n a

68 k ARM /k karm/sirm Veranderingen in korrelgrootte met de diepte k ARM /k k ARM /SIRM Diepte (in cm) Figuur 6.8: Veranderingen in de magnetische korrelgrootte in functie van de diepte Concentratie aan magnetische mineralen Banerjee- en King-plots zijn reeds gebruikt om de veranderingen in de magnetische korrelgrootte te beschouwen. Deze curven kunnen echter ook gebruikt worden om de variaties in de concentratie aan magnetische mineralen in te schatten. Er geldt namelijk dat de parameters (k, k ARM en IRM) toenemen met toenemende magnetische concentratie. De variaties in de concentratie kunnen afgelezen worden op de Banerjee- en de Kingplots door de range waarin de punten plotten op de trendlijn, waarbij geldt dat hoe dichter de punten plotten bij de oorsprong, hoe kleiner de variatie in de concentratie aan magnetische mineralen is. Uit de Banerjee- en Kingplots in figuur 6.7 is af te leiden dat de variatie in de concentratie aan magnetische mineralen in de sedimenten van Lago Villarrica vrij groot is. Daarom is het zinvoller de variaties in de concentratie aan magnetische mineralen uit te zetten in functie van de diepte, aangezien de drie parameters (k, k ARM en IRM) toenemen met toenemende magnetisch mineraal concentratie (Evans & Heller, 2003). In figuur 6.9 vindt men deze drie parameters uitgezet in functie van de diepte. Het verloop van de variaties in de drie parameters is min of meer gelijk over de gehele diepte. Uit deze grafiek blijkt dat de concentratie aan magnetische mineralen min of meer constant genoemd kan worden over de diepte, met uitzonderding van enkele pieken. Het voorkomen van dergelijke hoge pieken verklaart waarschijnlijk de grote spreiding die geobserveerd werd in de Banerjee- en Kingplots. 59 P ag i n a

69 Dimentieloos De opvallendste piek in de concentratievariatie is te vinden op een diepte van 500 tot 600 cm. Hier kan een verzesvoudiging in de magnetische mineraalconcentratie gevonden worden. De andere pieken die geobserveerd kunnen worden in figuur 6.9 vertonen slechts maximaal een verdrievoudiging in de magnetische mineraalconcentratie. Het voorkomen van zulke grote concentratie in magnetische mineralen kan waarschijnlijk verklaard worden door de aanwezigheid van abundante tefralagen op deze diepten Variaties in magnetische concentratie in functie van de diepte k k / k ARM IRM Diepte (cm) Figuur 6.9: Variatie in de concentratie van de magnetische mineralogie in functie van de diepte Invloed van de tefralagen op de sedimenten Een van de belangrijkste problemen in meren die gelegen zijn in de buurt van vulkanen, is het veelvuldig voorkomen van tefralagen. Het probleem met tefralagen is dat ze de magnetische metingen vaak verstoren. Dit komt omdat tefralagen vaak geen goede opname leveren van de richtingen van het aardmagnetisch veld (Gogorza et al., 2004). Het is daarom nuttig even stil te staan bij de invloed die de tefralagen hebben op de magnetische mineralogie, magnetische korrelgrootte en magnetische concentratie Magnetische mineralogie In figuur 6.10 kan men de S-waarde in functie van de diepte beschouwen, de grijze stippellijnen stellen de diepten voor waar een tefralaag voorkomt. Uit deze figuur kan men afleiden dat op de diepten waar de tefralagen voorkomen, de S-waarde lager ligt dan de S-waarden van de sedimenten in de directe omgeving. Maar niet alle afwijkende S-waarden komen overeen met tefralagen. Zo bedraagt de laagste S-waarde geassocieerd aan een tefralaag ongeveer 0.88 en de 60 P a g i n a

70 laagste S-waarde geassocieerd aan de normale sedimentatie ongeveer Hieruit kan besloten worden dat de gemiddelde magnetische mineralogie in alle tefralagen samen bestaat uit dezelfde gemiddelde magnetische mineralogie die terug te vinden is in de normale sedimentatie, namelijk laag-coërciviteitsmineralen zoals magnetiet. Maar de tefralagen hebben wel steeds een lagere S-waarde dan het omgevende sediment, wat kan verklaren dat er in de tefralagen, ten opzichte van het omgevende sediment, een iets lagere concentratie aan laag-coërciviteitsmineralen te vinden is. Figuur 6.10: De S-waarde in functie van de diepte met inbegrip van de tefralagen, aangeduid aan de hand van een grijze stippellijn. Toch moet men voorzichtig zijn om een uitspraak te doen over de magnetische mineralogie op basis van de S-waarde zonder een idee te hebben van de magnetische korrelgrootte. De S-waarde (bij een BIRM van 0.3 mt) is namelijk in kleine mate afhankelijk van de veranderingen in de magnetische korrelgrootte (Stoner et al., 2007). Een grovere korrelgrootte kan leiden tot een lagere S-waarde Magnetische korrelgrootte Zoals vermeld in de litholog (zie bijlage A) is de korrelgrootte in de tefralagen grover dan de korrelgrootte die voorkomt in de normale sedimentatie. Daarom is het interessant ook de veranderingen in de magnetische korrelgrootte te bekijken op de diepten waar tefralagen aanwezig zijn (figuur 6.11). Uit figuur 6.11 kan men afleiden dat er geen echte invloed is van de tefralagen op de gemiddelde magnetische korrelgrootte. Net zoals bij de magnetische mineralogie merkt men op dat de tefralagen een iets grovere magnetische korrelgrootte hebben dan het omringende sediment, 61 P ag i n a

71 maar dat niet alle diepten waarop een grovere magnetische korrelgrootte voorkomt overeenkomt met een tefralaag. Uit bovenstaande kan men een besluit trekken voor de S-waarde. De tefralagen hebben een lagere S-waarde dan de omgevende sedimenten, deze lagere S-waarde is niet gelegen aan het voorkomen van een andere magnetische mineralogie in deze tefralagen maar aan het voorkomen van een net iets grovere korrelgrootte. Figuur 6.11: Variaties in magnetische korrelgrootte in functie van de diepte. De grijze stippellijnen stellen tefralagen voor. De zone waarin de magnetische korrelgrootte grover was de gemiddelde magnetische korrelgrootte, namelijk van 500 tot 600 cm diepte, komt overeen met een abundant voorkomen van tefralagen. Aangezien de zone waar de magnetische korrelgrootte kleiner is dan de gemiddelde magnetische korrelgrootte volgt op de zone waar de magnetische korrelgrootte groter is dan gemiddeld, is het mogelijk dat deze twee zones aan elkaar gelinkt kunnen worden. Het interval van 480 tot 600 cm diepte komt overeen met de Pucon ignimbiet (Heirman, Pers. Comm.). Het is mogelijk dat een ignimbrietafzetting een grotere magnetische korrelgrote kent dan de normale sedimentatie. Een ignimbrietafzetting komt meestal overeen met het instorten van een caldera. Wanneer de caldera van een van de vulkanen in de buurt van Lago Villarrica ingestort is, verdwijnt er een groot deel van het erosiegebied dat verantwoordelijk is voor de aanvoer van de sedimenten in Lago Villarrica. Wanneer er minder ge-erodeerd kan worden, is het aannemelijk dat de korrelgrootte van de sedimenten kleiner wordt en bijgevolg ook de magnetische korrelgrootte. 62 P a g i n a

72 Concentratie aan magnetische mineralen Tot nu is er geen significant verschil opgemerkt in de magnetische mineralogie en de magnetische korrelgrootte van de magnetische mineralen die voorkomen in de tefralagen. Wanneer men echter naar de concentratie aan magnetische mineralen kijkt, kan er wel een verschil opgemerkt worden. In figuur 6.12 zijn de concentratieveranderingen weergegeven in functie van de diepte samen met de diepten waarop de tefralagen voorkomen. Uit deze grafiek kan er afgeleid worden dat de concentratie op twee manieren reageert op het voorkomen van de tefralagen. In bepaalde intervallen merkt men weinig verschil op tussen de concentratie aan magnetische mineralogie op diepten waar tefralagen voorkomen en diepten waar men de normale mineralogie weervindt. Op andere dieptes is er echter wel een groot verschil in de concentratie aan magnetische mineralen in de tefralagen en de normale sedimentatie. Figuur 6.12: Variaties in de concentratie met de diepte waarop de tefralagen voorkomen (grijze stippellijn). Soms is er dus weinig verschil tussen de concentratie aan magnetische mineralen tussen de tefralagen en de rest van de sedimentatie. Het is wel zo dat de tefralagen een hogere concentratie aan magnetische mineralen kennen dan het omringende gesteente, maar niet alle pieken in de concentratie kunnen verklaard worden door het voorkomen van tefralagen. Op bepaalde dieptes is er wel een zeer groot verschil op tussen de concentratie aan magnetische mineralen in de tefralagen en de rest van de sedimentatie. Het mooiste voorbeeld 63 Pag i n a

73 hiervan vindt men op een diepte van 500 tot 600 cm. Uit de analyse van de korrelgrootte leerde men dat er op deze diepte een iets grovere korrelgrote aanwezig was dan in de rest van de sedimenten, maar dit verschil in korrelgrootte kan de variatie in de concentratie niet verklaren. Uit de litholog (zie bijlage A) en figuur 6.12 kan men afleiden dat er tussen 500 en 600 cm diepte ongeveer 26 cm tefra aanwezig is. Deze laag van 500 tot 600 cm komt waarschijnlijk overeen met de Pucon Ignimbriet (Heirman, Pers. Comm.). Naast deze grote en brede piek in de concentratie van de magnetische mineralogie, vindt men op nog drie andere plaatsen een piek in de concentratie, namelijk op 724 cm, 784 cm en 1243 cm diepte. Aangezien er op deze plaatsen zulk een groot verschil is in de concentratie aan magnetische mineralogie, is het verstandig deze diepten in gedachten te houden bij het interpreteren van de RPI-opnamen. Er wordt namelijk genormaliseerd door deze parameters (k, k ARM en IRM) en deze parameters zijn afhankelijk van de concentratie aan magnetische mineralen. 6.4 Coherentie van de genormaliseerde remanentie en k Variaties in de paleointensiteit die coherent zijn met veranderingen in de bulk magnetische gesteentenparameters moeten met enige voorzichtigheid bekeken worden. De coherentie kan berekend worden door gebruik te maken van standaard spectrale technieken (Tauxe, 2010). Om te bevestigen dat de genormaliseerde opnamen (NRM/k ARM, NRM/k en NRM/IRM) niet gecontroleerd worden door lithologische factoren kan men spectraal-analyses, op de genormaliseerde remanenties en normalisatieparameters zoals bijvoorbeeld susceptibiliteit, uitvoeren volgens de methode opgesteld door Tauxe & Wu (1990). Eenmaal men een spectrale densiteitfiguur verkregen heeft, zal men een coherentiefunctie opstellen. Hun argument is dat als de normalisator en de intensiteitopname een significante coherentie vertoont, dat de remanentie niet voldoende gecorrigeerd is voor de lithologische variaties. Als de paleointensiteitsopnamen coherent zijn met de lithologische variaties, mag men aannemen dat de lithologische variaties voldoende in rekening gebracht werden en dat het genormaliseerde paleointensiteitsrecord inderdaad informatie bevat over de wijzigingen van de intensiteit van het paleomagnetisch veld. Deze test kan ook gebruikt worden om twee records met elkaar te vergelijken indien ze op eenzelfde tijdsschaal gebracht worden. Als ze coherent zijn, kan men ervan uitgaan dat de signalen de variaties in het aardmagnetisch veld voorstellen (Tauxe & Wu, 1990). Omdat het uitvoeren van een spectraal-analyse een ingewikkelde wiskundige berekeningen vraagt en er onvoldoende tijd restte om deze berekeningen uit te voeren, is deze voorwaarde niet gecontroleerd. Indien er na de vergelijking van het RPI-signaal van Lago Villarrica met andere meren uit dezelfde regio nog onverklaarde patronen zouden voorkomen, ware het verstandig deze spectraal analyse alsnog uit te voeren. 64 P a g i n a

74 6.5 Vergelijken met andere RPI-opnamen Verschillende opnamen van eenzelfde regio moeten coherentie vertonen (Tauxe, 2010). Deze voorwaarde kan nog uitgebreid worden tot globale RPI-opnamen. Want RPI-data zouden een globaal consistent signaal moeten geven. Bijgevolg kan deze voorwaarde opgedeeld worden in twee delen: vergelijking met lokale data en vergelijking met regionale en globale data. Het vergelijken van de RPIopnamen van Lago Villarrica met andere paleointensiteitsvoorwaarden zal gebeuren in hoofdstuk Chemie van het water Veranderingen in de chemie van het water (ph of saliniteit) en veranderingen in de kleimineralogie of concentraties kunnen een groot effect hebben op de neiging tot flocculeren. Zulke veranderingen hebben een belangrijk effect op de DRM, maar zijn moeilijk om vast te stellen (Tauxe, 2010). Deze voorwaarde kan gecontroleerd worden door een studie uit te voeren op diatomeeën. Diatomeeën hebben als kenmerk dat ze enkel overleven in een bepaalde, vaak kleine, range aan phwaarden. Indien er dus slechts één, of enkele, soorten diatomeeën gevonden worden langsheen de sequentie kan men besluiten dat de ph gedurende het afzetten constant gebleven is. De studie op diatomeeën wordt op dit moment uitgevoerd door Evelien Van De Vijver en Margo Eeckhaut (Biologie, UGent), maar hiervan zijn nog geen resultaten bekend. Eind de jaren 70 is er een studie naar de chemie van het water van Lago Villarrica uitgevoerd (Campos et al., 1983). Men heeft toen de ph van het water gedurende twee jaar geobserveerd. Uit hun bevindingen kon er besloten worden dat de ph gedurende deze twee jaar tussen 6.8 en 7.6 gebleven is. Ook is de ph van het water gemeten tijdens de twee expedities naar Lago Villarrica. In 2008 werd een ph van ongeveer 7 vastgesteld (Heirman et al., 2008), en in 2009 een ph van 6.45 tot 7.05 (Van Daele et al., 2009). De ph is dus nauwelijks veranderd gedurende deze 40 jaar. Afgaande op het voorgaande kan er dus besloten worden dat de ph in Lago Villarrica hoogst waarschijnlijk relatief constant blijft. 6.7 Kalibreren van de RPI-opnamen Om het maximale nut te halen uit een relatieve paleointensiteitsrecord, moet er een onafhankelijke tijdsschaal aan gekoppeld worden. Lacustriene sedimenten worden meestal gedateerd aan de hand van 14 C-ouderdommen (Tauxe, 2010). De RPI-data werden gekalibreerd aan de hand van 14 C-ouderdommen. De 14 C-ouderdommen en de gekalibreerde ouderdommen zijn weergegeven in hoofdstuk P ag i n a

75 6.8 Sedimentologie Indien men RPI-gevens wil toevoegen aan een masterstack is het noodzakelijk de afzettingssnelheid van de sedimenten te kennen. De RPI-data zullen meer detail vertonen in gebieden die snellere sedimentatiesnelheid gekend hebben. Het kennen van de sedimentatiesnelhied is dus noodzakelijk voor de resolutie van de stack (Channell et al., 2009). Voor het vergelijken van de RPI-data met andere locaties is het ook noodzakelijk de sedimentatiesnelheid in Lago Villarrica te bepalen. Een van de belangrijkste problemen van lacustriene sedimenten in vulkanische gebieden, is het abundante voorkomen van tefralagen doorheen de sequentie. Enerzijds vormen tefralagen een grote hulp bij de correlatie van verschillende kernen afkomstig uit hetzelfde meer of ernaast gelegen meren. Anderzijds kan tefra op zeer korte tijd in zeer dikke pakketten afgezet worden, terwijl de rest van de sedimentatie een eerder trage accumulatie kent (Peng & King, 1992; Gogorza et al., 1999). Om deze reden worden tefralagen uit de sequentie gehaald voor het bepalen van de sedimentatiesnelheid. De gaten die zo in het profiel ontstaan worden weggelaten, waardoor men een litholog krijgt met een verkorte diepte (Zie bijlage A voor litholog). De sedimentatiesnelheid wordt bepaald in hoofdstuk Besluit De sedimenten van Lago Villarrica voldoen aan de voorwaarden opgesteld door Tauxe (2010). Men kan dus besluiten dat de sedimenten een betrouwbare drager zijn van het RPI-signaal. Het veelvuldige voorkomen van de tefralagen heeft over het algemeen weinig invloed op de bulk magnetische parameters (k, k ARM en IRM) waardoor de NRM genormaliseerd wordt. Behalve op het interval van 500 tot 600 cm diepte, rond 724 cm, 784 cm en 1240 cm diepte. Het RPI-signaal moet op deze diepten dan ook extra gecontroleerd worden opdat men deze de echte veranderingen in het magnetisch veld weergeeft, of de veranderingen in de concentratie van de magnetische mineralen. Indien het RPI-signaal duidelijk verstoord wordt op deze diepten, wordt het RPI-signaal op deze diepten weggelaten in de RPI-record. 66 P a g i n a

76 7. Paleomagnetische studie Een succesvolle extractie van een paleointensiteitsrecord van sedimentaire kernen hangt af van de betrouwbaarheid van de directionele NRM-opname, magnetische mineralogie, concentratie en korrelgrootte van de remanentiedragers (Tauxe, 1993). De beschrijving van deze magnetische eigenschappen samen met enkele andere voorwaarden om een zo betrouwbaar mogelijke RPIopname te verkrijgen, zijn weergegeven in hoofdstuk 6. In dit hoofdstuk beschrijven we de eigenlijke paleomagnetische studie van de sedimenten van Lago Villarrica. Eerst wordt er een licht geworpen op de seculaire variaties, waarna er dieper op de RPI-opname van Lago Villarrica wordt ingegaan. 7.1 Paleomagnetische Seculaire Variaties (PSV) De constant variërende natuur van het geomagnetisch veld is gekend als een seculaire variatie (SV) (Tauxe, 1998). Onder paleomagnetische seculaire (PSV) variaties verstaat men de variaties die geobserveerd worden in de directionele paleomagnetische data. Paleomagnetische seculaire variaties geven de beste resolutie wanneer deze verkregen zijn door gebruik te maken van lacustriene sedimenten. PSV-records hebben als kenmerk dat ze weinig of niet veranderen in eenzelfde regio. Hierdoor worden ze vaak aangewend om sedimenten van verschillende meren uit dezelfde regio met elkaar te correleren (in een gebied binnen een straal tot ongeveer 1000 km). Maar wanneer er een meer gedetailleerdere correlatie verwacht wordt, zal men eerder gebruik maken van paleointensiteitsdata (Gogorza et al., 2000). Het GAD-model houdt geen rekening met het voorkomen van paleoseculaire variaties. Deze paleoseculaire variaties komen wel voor binnen een bepaalde range van de GAD voor een bepaalde regio met een maximaal verschil in zowel de declinatie als de inclinatie van 30. Hierdoor is het aan te raden deze seculaire variaties te bespreken ten opzichte van de GAD (McElhinny & McFadden, 2000). Hoe dichter men zich bevindt bij de geomagnetische polen, hoe meer spreiding er kan optreden in de directionele data (McElhinny & McFadden, 2000) Opstellen van een PSV-curve Voordat de PSV-curve vergeleken kan worden met andere PSV-curven, is het noodzakelijk de invloed van de verschillende tefralagen te bestuderen en een relatieve declinatiecurve op te stellen Invloed van de tefralagen Een van de grootste problemen die men ondervindt in meren die gelegen zijn in de buurt van een vulkaan, is het veelvuldig voorkomen van tefralagen. Tefralagen hebben een afwijkende chronologische betekenis omdat ze op zeer korte tijd afgezet zijn en de magnetische korrels hierdoor geen tijd hebben om zich te ordenen volgens het heersende geomagnetisch veld. Anderzijds 67 P ag i n a

77 geven de D- en I- waarden die gemeten worden over een tefralaag een verschillende waarde voor D en I dan de gemiddelde verwachte waarde. Dit komt doordat tefralagen een slechte opname verschaffen van de richting van het aardmagnetisch veld (Gogorza et al., 2000). Om deze reden wordt het aangeraden de D- en I waarden gemeten over tefralagen te weren uit de PSV-curve. Wanneer men echter naar de MAD-waarden kijkt (figuur 7.1), dan zijn er slechts vijf pieken met een MAD-waarde die hoger ligt dan 5. Een MAD-waarde hoger dan 5 kan hier bestempeld worden als een foute waarde (zie hoofdstuk 6). Van deze vijf pieken zijn er slechts 4 die overeen komen met een tefralaag. Vooraleer men al de D en I-waarden van de tefralagen uit de PSV-curve gaat weren, is het verstandig de PSV-curve met inbegrip van de tefralagen te vergelijken met de PSVcurve zonder inbegrip van de tefralagen (figuur 7.2). Figuur 7.1: Variaties in de incliantie (blauwe curve). De groene curve stelt de bijhorende MAD-waarde voor. De grijze balken zijn de tefralagen die een hoge MAD-waarde ( > 5 ) opleveren. In figuur 7.2 worden zowel de declinatie als de inclinatie weergegeven. De blauwe curven stellen de declinatie en inclinatie voor zonder rekening te houden met de tefralagen, terwijl de oranje curven de declinatie en inclinatie weergeven zonder de declinatie en inclinatie-waarden voor de tefralagen. De plaatsen die best geweerd worden uit de PSV-curve, omdat op die diepten voorkomen tefralagen voorkomen die een foute weergave van de richting van het aardmagnetisch veld geven, worden aangeduid door middel van een paarse kader. 68 P a g i n a

78 Er kan al meteen één plaats uit de grafiek gehaald worden waar de directionele metingen de meeste kansen hebben een foute waarde te geven. Dit is op een diepte van 480 tot 600 cm. Hier vindt men namelijk de Pucon Ignimbriet (zie hoofdstuk 6). In dit interval vindt men ook twee van de hogere MAD-waarden, namelijk op cm diepte vindt men een MAD-waarde van 13 en op een diepte van cm bedraagt de MAD-waarde 7.1. Doordat er net na deze ignimbriet (op een diepte van 447 cm) nog een tefralaag voorkomt die een duidelijke verstoring van het directionele signaal met zich meebrengt, is het verstandig het geheel van 440 tot 600 cm te verwijderen uit de PSV-curve. In het interval van 175 tot 200 cm diepte ziet men zowel in de inclinatie als in de declinatie een plotselinge shift. Wanneer men naar de MAD-waarden kijkt, vindt men dat er op een diepte van 187 cm een MAD-waarde die hoger dan 5 is. De kans is groot dat deze shift in D en I dus te maken heeft met het voorkomen van een tefralaag op deze diepte. Hierdoor worden de directionele signalen tussen 175 en 200 cm diepte geweerd uit de PSV-curve. Op een diepte van 300 en 350 cm ziet men dat er zowel de D- als de I- curve een dal voorkomt. Aangezien het voorkomen van dit dal samengaat met het voorkomen van een tefralaag (op 305 cm) is de kans groot dat dit dal veroorzaakt is door een slechte opname van de D en I en bijgevolg geweerd kan worden uit de uiteindelijk PSV-curve. Men ziet nog een vrij diep dal van 20 in de I-curve, op een diepte van 924 cm. Dit dal is hoogstwaarschijnlijk ook veroorzaakt door de tefralaag die op deze diepte voorkomt en wordt bijgevolg ook best verwijderd uit de PSV-curve. De hoge MAD-waarde die men niet kon verklaren aan de hand een tefralaag kwam waarschijnlijk overeen met een meetfout ter hoogte van 982 cm diepte. Deze meetfout veroorzaakt zowel in de declinatie als in de inclinatie-curve een piek. Aangezien het gaat om een foute waarde, worden deze pieken verwijderd uit de PSV-curven. Uit de litholog leert men dat er op een diepte van 1132 cm en 1141 cm ook tefralagen aanwezig zijn. Deze tefralagen veroorzaken zowel in de declinatie- als in de inclinatie curve problemen. Hierdoor wordt het interval van 1128 tot 1150 cm diepte verwijderd uit de PSV-curve. Op een diepte rond 1162 cm vindt men een MAD waarde die 5.2 bedraagt. Nochtans kan men deze foute waarde niet ontdekken in de D- en I- curven. Maar doordat men op deze diepte een hogere MAD-waarde verkrijgt, is het verstandiger deze waarde uit de PSV-curve te weren. 69 P ag i n a

79 Figuur 7.2: Declinatie- en inclinatiecurven in functie van de diepte. De blauwe curven stellen de PSV-curven voor met de directionele data over de tefralagen. De oranje curven stellen de directionele data voor zonder het directioneel signaal van de tefralagen. De paarse kaders tonen de diepten waarop de tefralagen voorkomen die het meeste invloed hebben op de PSV-curve. 70 P a g i n a

80 Buiten de bovenstaande gevallen waar er een duidelijke verandering te merken is in de inclinatie en declinatie data ter hoogte van de tefralagen, zijn er nog vele andere plaatsen waar er tefralagen voorkomen in de sequentie. De veranderingen in de inclinatie en declinatie die deze tefralagen met zich meebrengen zijn veel minder dan de variaties die de reeds besproken tefralagen met zich meebrengen. Toch is het verstandig alle tefralagen te weren uit de PSV-curven opdat er een betere correlatie kan uitgevoerd worden met de meren uit de omgeving Relatieve declinatie Wanneer men de inclinatie- en de declinatiecurven naast elkaar legt, dan is het meteen duidelijk dat de declinatiehoeken veel meer spreiding vertonen dan de inclinatiehoeken. Indien men de declinatiehoeken van alle diepten uitzet op een stereografische projectie (figuur 7.3), dan bemerkt men dat de declinatie alle hoeken tussen 0 en 360 kan aannemen. De D-waarden variëren van positief naar negatief. Toch kan men een bepaald patroon vinden tussen in deze declinatiehoeken Aangezien het bij declinatiedata vaak moeilijk is om te spreken van een toename of Figuur 7.3: De declinatie- en inclinatiewaarden voor alle afname in declinatie, zegt men dat de declinatie diepten weergegeven in een stereoplot. draait in wijzer- of in tegenwijzerzin (McElhinny & McFadden, 2000). De richting waarin de declinatie draait wordt weergegeven in tabel P ag i n a

81 Tabel 7.1: De verschillende intervallen die opgemerkt kunnen worden in de declinatiecurve van figuur 7.3 met de richting waarin de declinatiedraait en de gemiddelde declinatiewaarde in elk interval. Interval (in cm) Richting Gemiddelde declinatiewaarde 0-75 / Tegenwijzerzin Wijzerzin Wijzerzin Tegenwijzerzin Wijzerzin Tegenwijzerzin Tegenwijzerzin Wijzerzin Tegenwijzerzin Wijzerzin 240 Indien deze intervallen van in de declinatie samen met de verschillende grenzen van de U- channels uitzet, ziet men dat deze shiften in de declinatie overeenstemmen met de grenzen van de U-channels (figuur 7.4). Dat deze shift overeenkomt met de grenzen van de U-channels komt doordat de boorkernsegmenten waaruit de U-channels gehaald zijn niet georiënteerd werden naar het noorden. Vervolgens zijn alle segmenten op een willekeurige manier in twee gesplitst waardoor er shiften in de declinatie kunnen ontstaan die tot 180 kunnen bedragen. Figuur 7.4: De declinatie in functie van de diepte waarbij de rode pijlen de draairichting van de declinatie voorstelt en de paarse stippellijn de grens tussen twee U-channels weergeeft. 72 P a g i n a

82 Doordat deze draaiing in de declinatie steeds voorkomt op een plaats waar er een grens is tussen twee U-channels en bijgevolg dus artificieel is, moeten de declinatiewaarden gecorrigeerd worden. Dit kan door de gemiddelde declinatiewaarde in elke afzonderlijke U-channel te bepalen en vervolgens de individuele declinatiewaarde van alle punten binnen de U-channel te beschouwen ten opzichte van de gemiddelde declinatiewaarde. Op deze manier verkrijgt men een relatieve declinatie. Deze relatieve declinatie is weergegeven in figuur 7.5. Het is ook deze relatieve declinatiecurve die gebruikt wordt in de uiteindelijke PSV-curve. Figuur 7.5: De relatieve declinatie in functie van de diepte. De groene stippellijn stelt de gemiddelde relatieve declinatie voor. Deze bedraagt Bespreking van de PSV-curve De PSV-curve van Lago Villarrica wordt weergegeven in figuur 7.6. Eerst wordt de inclinatiecurve besproken en vervolgens de declinatiecurve Bespreking van de inclinatiecurve Men kan de variaties in de inclinatie best bespreken door deze te vergelijken met de huidige en verwachte GAD-waarde. Deze waarde bedraagt op dit moment en is aangeduid op figuur 7.6 door middel van een rode stippellijn. Uit figuur 7.6 kan men afleiden dat de inclinatie varieert tussen -75 en 0. Men kan op basis van de inclinatie, de sedimenten van Lago Villarrica indelen in twee delen: een jonger gedeelte tot 850 cm diepte waarbij de gemiddelde waarde voor de inclinatie ongeveer bedraagt en een ouder gedeelte, vanaf 850 cm diepte, waar de gemiddelde waarde voor de inclinatie rond de waarde van de GAD ligt, namelijk -58,5. In het jongste gedeelte van de PSV-curve krijgt men waarden voor de inclinatie die schommelen tussen -70 en -30, met een gemiddelde waarde voor de inclinatie van -40. In het interval tussen 600 en 700 cm diepte, vindt men daarentegen een inclinatie die gemiddeld rond de GAD-waarde schommelt en dus veel lager ligt dan de gemiddelde I-waarde op deze diepten. Deze 73 P ag i n a

83 waarde sluit dus eerder aan met de verwachte waarde voor de inclinatie in sedimenten van Lago Villarrica. Wanneer men naar de inclinatiedata kijkt in het oudere gedeelte van de sequentie, dieper dan 850 cm, dan merkt men een daling op van de inclinatie naar de GAD-waarde. De inclinatiewaarden schommelen hier tussen -75 en 0. Eigenlijk kan men dit deel nog onderverdelen in twee subdelen. Namelijk het subdeel waar de gemiddelde inclinatiewaarde rond de ligt en de inclinatiewaarde schommelt tussen -75 en -52, zoals in het overgrote deel van het oudere gedeelte, en een interval waar de inclinatiewaarde stijgt tot 0. Dit laatste interval is een vrij goed afgebakend interval en is op figuur 7.6 aangeduid als een groen kader. Dit interval start op een diepte van 1000 cm waar de inclinatie waarde nog bedraagt. De inclinatie waarde stijgt snel tot een waarde van 0 op een diepte van 961 cm. Deze inclinatie waarde van 0 blijft behouden over een afstand van ongeveer 15 cm waarna ze weer afneemt tot er terug een inclinatiewaarde bereikt wordt van op een diepte van 925 cm. Dit is een afwijkend interval dat niet verklaard kan worden door het voorkomen van tefralagen. Kort na dit interval komen er we 4 tefralagen voor, namelijk op een diepte van 922 cm, 916 cm, 903 cm en 899 cm. In het interval van 925 tot 1000 cm is er wel een MAD-waarde opgemeten die meer dan 20 bedraagd. De hoge MAD-waarde op deze diepte heeft echter niets te maken met dit interval en de hogere inclinatiehoek heeft, maar met een meetfout die op een diepte van 982 cm die te wijten is aan hoekeffecten die voorkomen op de grens tussen twee verschillende U-channels. Deze meetfout kan bijgevolg de hoge inclinatiewaarden in dit interval niet verklaren Bespreking van de declinatiecurve Net zoals bij de inclinatiecurve kan men de relatieve declinatiecurve indelen in twee delen. Het verschil met de inclinatiecurve is wel dat de relatieve declinatiecurve in de jongste 700 cm het minste variatie vertoont: de relatieve declinatie varieert slechts tussen -20 en 20. Het oudere gedeelte van de relatieve declinatiecurve, dieper dan 700 cm, kent wel meer variatie. Hier ziet men de declinatie variëren van -40 tot 80. Net zoals bij de inclinatiecurve ziet men dat er een shift is in de declinatie in het interval van 900 tot 1000 cm. Op een diepte van 1000 cm ziet men de relatieve declinatie stijgen van -20 naar 80 op een diepte van 990 cm. Na deze shift neemt de relatieve declinatie geleidelijk terug af tot de gemiddelde waarde op een diepte van 920 cm. 74 P a g i n a

84 Figuur 7.6: PSV-curve in functie van de diepte. De blauwe curve stelt de inclinatie curve voor en de bruine curve de declinatiecurve. De rode lijn stippellijn geeft de gemiddelde GAD-waarde voor Lago Villarrica weer en de groene stippellijn de 0 declinatie. De groene kader geeft het interval weer met afwijkende waarden voor zowel de inclinatie als de declinatie. 75 P ag i n a

85 7.2 Relatieve paleointensiteitsdata De paleointensiteitsdata werden verkregen door de NRM 25mT te normaliseren door de drie bulkmagnetische parameters, namelijk k, k ARM25mT en SIRM. Zoals weergegeven in figuur 7.7 gedragen deze drie parameter zich synchroon. Dit versterkt de hypothese dat het gemeten signaal het geomagnetisch signaal voorstelt in plaats van een artificieel of een sedimentair magnetisatie proces. De opmerkelijkste pieken in deze figuur zijn reeds beschreven in hoofdstuk 6. Het betreft voornamelijk de pieken op een diepte van 500 tot 600 cm, rond 724 cm, 1184 cm en 1234 cm welke overeen kwamen met tefralagen. Deze worden ook gezien in de NRM 25mT -opname. Verder vertoont de NRM 25mT -opname ook nog twee pieken die lang niet zo opvallend zijn bij de bulkmagnetische parameters, namelijk rond 260 cm en 980 cm diepte. Aangezien deze pieken liggen op diepten waar er een grens ligt tussen twee U-channels, is het ook best om deze twee pieken te negeren in de uiteindelijke RPI-opname. In figuur 7.8 zijn de RPI-curven verkregen door normalisaties van NRM 25mT over k, k ARM25mT en SIRM weergeven in functie van de diepte. De k ARM25mT en SIRM zijn beiden vermenigvuldigd met een parameter opdat men in staat zou zijn deze curven te vergelijken met de normalisatie over k. Wanneer de belangrijkste pieken en dalen gecorreleerd worden aan elkaar (zwarte stippellijnen) dan merkt men op dat ook hier alles een synchroon verloop kent. De amplitude van de pieken in de afzonderlijke normalisaties vertoont wel enig verschil. Zo is de amplitude van de normalisatie door k de kleinste en levert de normalisatie van SIRM de grootste pieken op. Zoals reeds vernoemd in hoofdstuk 3 is er geen regel die bepaalt welke normalisatie de beste resultaten geeft (Tauxe, 2010). Wanneer men zou enkel zou afgaan op de grootte van de amplitude van de pieken, zou men kunnen stellen dat de normalisatie door SIRM de beste is. Echter heeft k ARM de eigenschap, een betere opname van het magnetische signaal in fijnkorrelige magnetische mineralen te geven (Gogorza et al., 2004). Aangezien de sedimenten van Lago Villarrica over het algemeen zeer fijnkorrelig zijn (zie hoofdstuk 6), wordt er beslist om als standaard normalisator de k ARM te gebruiken. In onderstaande RPI-curven zal er dus steeds genormaliseerd worden door k ARM. Vooraleer er overgegaan wordt tot het bespreken van het RPI-signaal, is het verstandig even stil te staan bij de invloed van de tefralagen op het RPI-signaal van Lago Villarrica. 76 P a g i n a

86 Figuur 7.7: De bulkmagnetische parameters in functie van de diepte. De zwarte curve stelt de NRM 25mT voor, de blauwe curve de k ARM 25mT, de groene curve de SIRM en de rode curve de magnetische susceptibiliteit 77 P ag i n a

87 78 P a g i n a Figuur 7.8: -bepaling door middel van de drie bulkmagnetische parameters k, k ARM en SIRM.

88 7.2.1 Invloed van tefralagen op het RPI-signaal In figuur 7.9a staat het RPI-signaal, bepaald door NRM/k ARM, in functie van de diepte weergegeven. Ook is er een aanduiding gemaakt van de diepte waarop de tefralagen voorkomen (grijze stippellijn). Uit figuur 7.9a Is het meteen duidelijk dat het RPI-signaal lagere waarde heeft op de diepten waar de tefralagen aanwezig zijn, dan op een diepte net boven of net onder de tefralaag. Er kan dus gesteld worden dat de tefralagen het RPI-signaal verstoren. Er bestaat wel een verschil tussen de invloed van verstoring door de tefralagen. Zo zijn er tefralagen die een diep en duidelijk V- dal in het RPI-signaal veroorzaken en tefralagen waarbij de RPI-waarde wel wat lager is dan in de omgevende sedimenten, maar waar ze het algemeen RPI-signaal niet al te veel verstoren. Indien men enkel op basis van de magnetische mineralogie, korrelgrootte en concentratie zou bepalen of een tefralaag al dan niet verwijderd moet worden uit een RPI-opname, zouden alle tefralagen die zich niet bevinden op de vier dieptes waar een afwijkende magnetische concentratie voorkomt (tussen 500 en 600 cm, rond 724 cm, 784 en 1143 cm diepte) verwijderd moeten worden uit de RPI-curven. Wanneer men echter enkel het RPI-signaal op deze diepten verwijderd uit de totale RPI-opname van Villarrica, dan blijven er nog enkele hoge pieken over die duidelijk afwijkend zijn van de omliggende RPI-signalen. De diepten waarop de tefralagen het RPI-signaal duidelijk verstoren zijn aangeduid door middel van een paarse kader. Buiten de hiervoor genoemde vier diepten waar de magnetische concentratie afwijkend was van de gemiddelde magnetische concentratie zijn er nog enkele andere diepten aangeduid, namelijk rond 88 cm, 156 cm, 444 cm, 834 cm en 1274 cm diepte. Op 1274 cm diepte is geweten uit de litholog (zie bijlage A) dat er een gap voorkomt in de boorkern. Maar de andere diepten vertonen geen afwijkende waarden voor zowel de magnetische mineralogie, korrelgrootte en concentratie. Al deze diepten die aangeduid zijn door een paars kader in figuur 7.9 worden verwijderd uit de uiteindelijke RPI-record van Lago Villarrica omdat deze geen juiste weergave geven van het RPI-signaal. In tegenstelling tot de PSV-curve, worden de overige diepten waarop tefralagen voorkomen niet verwijderd uit de RPI-curve. Het is algemeen geweten dat de tefralagen een slechte opname leveren van de richting van het aardmagnetische veld. Maar aangezien de overgebleven tefralagen zowel qua magnetische mineralogie, korrelgrootte en concentratie weinig verschillen van de normale sedimentatie, en ook geen duidelijke verstoring opleveren van de RPI-curve, wordt er voorlopig beslist de RPI-signalen van de overige tefralagen te behouden in de uiteindelijke RPI-opname van Lago Villarrica. Wanneer echter blijkt na correlatie met andere RPI-curven blijkt dat deze tefralagen inderdaad veel invloed hebben op het RPI-signaal, kan alsnog beslist worden deze te verwijderen uit de RPI-curve. De voorlopige RPI-curve wordt weergegeven in figuur 7.9b. 79 P ag i n a

89 Figuur 7.9: RPI-curve in functie van de diepte. A) De volledige RPI-curve met inbegrip van de tefralagen, de paarse vlakken stellen de diepten voor waar de RPI te veel beïnvloed is door de tefralagen. B) de RPI-curve in functie van de diepte zonder de RPI-signalen afkomstig van de tefralagen die voor teveel verstoring zorgen De oranje stippellijn stelt de algemene trend in de RPI-opname van Lago Villarrica voor. De grijze stippellijnen stellen in beide grafieken de tefralagen voor. 80 P a g i n a

90 7.2.2 Algemene bespreking van het RPI-signaal In figuur 7.9b wordt de RPI-opname van Lago Villarrica weergegeven zonder de tefralagen die het RPI-signaal te veel beïnvloeden. De oranje stippellijn duidt de algemene trend aan voor het RPIsignaal van Lago Villarrica. De RPI-opname kan ingedeeld worden in twee delen: het jongste gedeelte en het oudste gedeelte. Het jongste gedeelte komt voor na de Pucon Ignimbriet en het oudste gedeelte voor deze ignimbriet. Het jongste gedeelte van het RPI-opname is gekenmerkt door het voorkomen van vrij veel variatie in het RPI-signaal. Van oud naar jong ziet men hier eerst een geleidelijke afname in de sterkte van het RPI-signaal tot op een diepte van 250 cm. Waarna de sterke van het RPI-signaal toeneemt tot in de sedimenten die zich bevinden in de bovenste 250 cm van de sequentie. Wanneer men de pieken en de dalen in dit gedeelte van de RPI-opname bekijkt, ziet men dat deze een veel grotere amplitude dragen dan deze in het oudste gedeelte. Het oudste gedeelte van de RPI-opname, is gekenmerkt door een veel constantere waarde voor het RPI-signaal. Enkel in het interval tussen 850 en 1050 cm diepte ziet men een subtiele daling in de sterkte van het RPI-signaal. De amplitude van de pieken en de dalen in dit gedeelte van de RPIopname is ook veel minder groot dan in het jongere gedeelte. 81 P ag i n a

91 82 P a g i n a

92 8. Ouderdomsbepaling Om het maximale nut te halen uit een RPI-record, moet er een onafhankelijke tijdsschaal aan het RPI-signaal gekoppeld worden (Tauxe, 2010). Het is dus noodzakelijk de sedimenten van Lago Villarrica te dateren. 8.1 Kalibratie In tabel 8.1 worden de diepten, de koolstofouderdom en de gekalibreerde ouderdom weergegeven van de 15 stalen waarop een ouderdomsbepaling gebeurd is. Voor de kaibratie werd gebruik gemaakt van OXCAL 4.0. (Bronk Ramsey, 2009). Er werd gekalibreerd naar de kalibratiecurve intcal 09 (Reimer et al., 2009). Ook werd er gecorrigeerd voor oud koolstof dat aanwezig is in de sedimenten met een ouderdom van 225 jaar. Tabel 8.1: Radiokoolstof en de gekallibreerde ouderdommen Staalnaam Materiaal Diepte van de kern (in cm) Verkorte diepte van de kern (in cm) Ouderdom 14 C a BP ( ± 2σ) Gekalibreerde ouderdom Min max cal a BP (2σ) VILL VCS bulk sediment 0 VILLSC Hout 68 VILL1-TEST-I bulk sediment 85,75 VILL1-TEST-I bulk sediment 99,75 VILL1-TEST-II bulk sediment 157,85 VILL2B-I bulk sediment 275,5 VILL1C-I bulk sediment 378,75 VILL1C-II bulk sediment 435,55 VILL1D-I bulk sediment 589,7 VILL1E-I W hout 755,1 VILL1E-II bulk sediment 866,1 VILL1E-II bulk sediment 927,1 VILL1F-I bulk sediment 1027,15 VILL1G-I 7-8 bulk sediment 1184,2 VILL1G-II bulk sediment 1361,8 0 67,6 85,25 99,25 154,75 271,5 372,75 425,75 556, ,7 887,8 986, ,7 1318,6 225 ± ± ± ± ± , ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± Sedimentatiesnelheid De tefralagen gooien ook hier weer roet in het eten. Zoals reeds vernoemd zijn tefralagen zeer snel afgezet, terwijl de rest van de sedimentatie veel trager gebeurd. Hierdoor dienen al de 83 P ag i n a

93 tefralagen uit de sequentie gehaald te worden alvorens de sedimentatiesnelheid te berekenen. Zo kan er aan elke reële diepte (met inbegrip van tefralagen) ook een verkorte diepte (zonder inbegrip van tefralagen) gekoppeld worden. Men kan zowel op basis van de litholog als op basis van de sedimentatiesnelheid (zie figuur 8.1) de afzettingen in Lago Villarrica (van 0 tot 1360 cm) in delen in drie pakketten (figuur 8.1). Het jongste pakket gaat van 0 tot 350 cm diepte, het middelste pakket van 350 tot 903 cm diepte en het oudste pakket van 903 tot 1362 cm diepte. Figuur 8.1: Sedimentatiesnelheid in functie van de diepte. De zwarte lijnen stellen de tefralagen voor. De sedimentologische eigenschappen van het jongste en het oudste pakket zijn zeer vergelijkbaar met elkaar. De sedimenten in beide pakketten bestaan voornamelijk uit kleiige tot siltige fijnkorrelige zandafzettingen die een duidelijke laminatie kennen (zie litholog, Bijlage A). Het aantal en de dikte van de tefralagen is ook beduidend kleiner dan in het middelste pakket. De sedimentatiesnelheid is ook gelijk in het jongste en het oudste pakket en bedraagt 0.7 mm/jaar. Het middelste pakket heeft als zeer kenmerkende eigenschap dat er meer tefralagen aanwezig zijn dan in het oudere en het jongere pakket en dat deze over het algemeen ook dikker zijn (zie litholog en figuur 8.1). De totale dikte van de tefralagen in dit pakket is ongeveer 50 cm. Het sediment kent ook een grovere korrelgrootte. Ook de laminatie is niet zo duidelijk dan in de andere twee pakketten. Al het voorgaande heeft als gevolg dat de sedimentatiesnelheid in het middelste pakket ongeveer 1.5 mm/jaar bedraagt. 84 P a g i n a

94 8.1.2 PSV-curve en RPI-curve gekoppeld aan het ouderdomsmodel Het is noodzakelijk de RPI-data te koppelen aan een onafhankelijk tijdschaal ten einde de PSV-curven en het RPI-signaal van Lago Villarrica te kunnen vergelijken met andere PSV-curven en RPI-signalen. In figuur 8.2 worden de PSV-curven en de RPI-data van Lago Villarrica weergegeven in functie van de ouderdom. Op figuur 8.2 is de ouderdom waar de Pucon Ignimbriet voorkomt weergegeven. Men kan deze Pucon Ignimbriet gebruiken om het ouderdomsmodel opgesteld voor Lago Villarrica te testen. Uit het ouderdomsmodel van Lago Villarrica blijkt de diepte waarop deze Pucon Ignimbriet voorkomt een ouderdom van 4999 tot 4795 cal a BP te hebben. Deze Pucon Ignimbriet is nog op andere plaatsen in de buurt van Lago Villarrica gedateerd. Dit onder meer ook in de Lagune Los Ranes, welke juist ten noorden van Lago Villarrica gelegen is. Silva Parejas et al. (2008) publiceerde een ouderdom voor de eruptie die geleid heeft tot de afzetting van deze Pucon ignimbriet die cal a BP bedraagt. Dit wil zeggen dat de ouderdom die gemeten is in Lago Villarrica voor deze Ignimbriet bijna 850 jaar ouder is. Dit verschil in ouderdom kan mogelijks verklaard worden door het voorkomen van oud koolstof in de sedimenten van Lago Villarrica. In het bereken van het ouderdomsmodel is er rekening gehouden met een fout in de 14 C ouderdom van 225 jaar ten gevolge van oud koolstof. Dit is fout ten gevolge van oud koolstof gemeten op de bovenste laag aan sedimenten in Lago Villarrica. Wanneer de aanvoer van sedimenten met oud koolstof in Lago Villarrica echter niet constant blijkt te zijn, wat verondersteld wordt voor Lago Villarrica, zit er een fout in het ouderdomsmodel opgesteld voor Lago Villarrica. Om de fout veroorzaakt door het voorkomen van oud koolstof in Lago Villarrica in te schatten, kan men zowel de PSV-curve als de RPI-curve van Lago Villarrica vergelijken met PSV en RPI-curven van andere meren waar de sedimenten geen invloed ondervinden van het oud koolstof. 85 P ag i n a

95 Figuur 8.2: De declinatie (bruine curve), inclinatie (blauwe curve) en RPI-record (groene curve) uitgezet in functie van de ouderdom. De blauwe balk stelt de ouderdom voor waar in Pucon Ignimbriet gelegen is in Lago Villarrica 86 P a g i n a

96 9. Discussie 9.1 Inclinatie In hoofdstuk 7 werd er weergegeven dat de inclinatie van 0 tot 850 cm diepte een afwijkende waarde kent in vergelijking met de GAD-waarde. Ook kan men hier veel meer spreiding in de inclinatiedata vaststellen. Voor de interpretatie van deze afwijkende waarde wordt dit interval opgedeeld in twee delen, namelijk een deel van 0 tot 450 cm diepte en een deel van 600 tot 850 cm diepte. Het interval van 450 tot 600 cm diepte werd reeds weggelaten door het voorkomen van de Pucon igbimbriet op deze diepte, welke zowel de directionele en RPI-data aantastte (zie hoofdstuk 7). Zowel in het interval van 0 tot 450 cm diepte en in het interval van 750 tot 850 cm diepte vindt men een gemiddelde waarde voor de inclinatie van terwijl de verwachte GAD-waarde bedraagt. De inclinatie in dit interval wijkt dus af met een waarde van ongeveer 10. Hieronder worden er drie hypothesen vooropgesteld die een mogelijk een verklaring kunnen geven voor de afwijkende inclinatiedata tussen 0 en 850 cm diepte. Het zou kunnen dat de gemiddelde waarde voor de inclinatie ter hoogte van Lago Villarrica gedurende de laatste 4500 jaar afwijkend was van de verwachte GAD waarde. Moest dit het geval zijn, dan zou men deze afwijkende waarde ook waarnemen in andere studies die PSV-curven opgesteld hebben voor het Holoceen. Aangezien dit niet het geval is, kan men deze theorie verwerpen. Boorkernen zouden in theorie volledig vertikaal genomen moeten worden ten opzichte van het bodemoppervlak. In de praktijk kan het voorvallen dat niet alle boorkernen perfect vertikaal genomen worden. Wanneer de hoek tussen de verticale en de boorkern minder dan 10 bedraagt kan dit bijna niet gemerkt worden tijdens het boren (Heirman, pers. comm.). Indien men vervolgens naar het ouderdomspatroon kijkt op een boorkern, lopen de isochronen niet evenwijdig met de bovenzijde van boorkern, zoals voorgesteld in figuur 9.1 A, maar maken de isochronen een hoek van 10 met de bovenkant van de boorkern (zie figuur 9.1 B). Als hier later U-channels uit genomen worden, is ook hier dit verschil in ouderdom nog steeds aanwezig. Aangezien men weet dat de sedimentatiesnelheid in het eerste pakket (van cm diepte) ongeveer 0.7 mm per jaar bedraagt en de U-channels 2 cm breed zijn, kan het verschil in ouderdom aan de twee zijden van de U-channel, op eenzelfde diepte, al snel 8 jaar bedragen. Door het voorkomen van schuine boorkernen kan er spreiding ontstaan in de PSV-curve. Dit kan dus een mogelijke verklaring zijn voor het voorkomen van spreiding. Een voorwaarde waaraan voldaan moet zijn indien men deze verklaring wenst te gebruiken om de spreiding in de inclinatiedata te verklaren is dat alle data die zulk een spreiding vertonen, afkomstig moeten zijn uit eenzelfde boorsegment. 87 P ag i n a

97 Figuur 9.1: A) een boorkern die volledig vertikaal genomen is, B) een boorkern die schuin ten opzicht ven de vertikale genomen is C) een boorkern met een vervormde gelaagdheid. De paarse kaderstelt de plaats voor waar de U- channel genomen is, de zwarte lijnen de gelaagdheid van de sedimenten. Men kan de spreiding in de PSV-curve nog op een derde manier verklaren, namelijk door sedimentvervorming afkomstig door het omhoog halen van de boorkern (figuur 9.1 C). Wanneer dit het geval is, gaan de ouderdommen in de u-channel op eenzelfde diepte niet overal dezelfde zijn, maar gaat het sediment dat zich het dichts tegen de zijkant van de U-channel bevindt het jongst zijn en het sediment in het centrum het oudst. Zoals ook duidelijk is op figuur 9.1 C worden de U- channels best zo veel mogelijk in het centrum van de boorkern genomen teneinde zo weinig mogelijk vervorming op te nemen in de metingen. Indien men gebruik wil maken van deze verklaring, hoeft men geen rekening te houden met de boorsegmenten: de interne vervorming van de boorkernen is namelijk hoofdzakelijk afhankelijk van de vervormingsstrekte van het sediment. Het kan dus zijn dat het sediment bovenaan de boorkern veel meer vervormd is dan onderaan de boorkern. In het geval van de boorkernen van Lago Villarrica kan men enkel de derde hypothese inroepen om de spreiding in de inclinatiedata te verklaren. De eerste hypothese werd alreeds verworpen aangezien de inclinatie tijdens het boven-holoceen geen afwijkende waarde kent. De tweede hypothese kan ook verworpen worden doordat er in de boorkernen van Lago Villarrica geen 88 P a g i n a

98 schuine gelaagdheid voorkomt (Heirman, pers. Comm.). Hierdoor kan deze hypothese ook niet ingeroepen worden om de spreiding in de inclinatiedata te verklaren. Er rest enkel nog de derde hypothese. Het is inderdaad zo dat de interne vervorming door het coren in de boorkernen van Lago Villarrica zeer groot is. Dit kan dus bijgevolg als hypothese ingeroepen worden om de spreiding in het jongste deel van de inclinatiecurve te verklaren. 9.2 Piek in inclinatie en declinatie op een diepte van 920 tot 1000 cm In hoofdstuk 7 hebben we gezien in het interval, van 920 tot 1000 cm diepte de inclinatie van tot 0 toeneemt en meteen nadien terug afneemt tot (een verschil van bijna 60, figuur 9.2). Deze verandering in de inclinatie gaat gepaard met een verandering van de declinatie van -20 naar 80 op 1000 cm diepte en terug naar 0 op een diepte van 920 cm (figuur 9.2). Deze veranderingen in de inclinatie en declinatie gaan gepaard met een subtiele verlaging van de intensiteit (figuur 9.2). De zichtbare shift in zowel de inclinatie als de declinatie gebeurt op iets meer dan 900 jaar tijd. Deze switch in de declinatie en inclinatie kan men niet verklaren op basis van de lithologie in dit interval: er komen geen tefralagen voor en de eigenschappen van de magnetische mineralogie (zie hoofdstuk 6) vertonen geen opmerkelijke pieken ten opzichte van de gemiddelde magnetische mineralogie. Voorafgaand aan deze shift bevindt er zich enkel een tefralaag op een diepte van 1032 cm. Maar zoals ook aangeduid is op figuur 9.2, heeft deze tefralaag slechts een klein effect op de RPI, inclinatie en declinatie. Echter op de diepte waar de inclinatie terug naar de normale waarde draait bevinden er zich vier tefralagen zeer dicht bij elkaar, namelijk op een diepte van 924 cm, cm, 903 cm en 899 cm (figuur 9.2). Het tijdsinterval tussen deze tefralagen is ongeveer 150 jaar. Hierbij treedt er een sedimentologische schift op: de sedimentatiesnelheid verdubbelt op een diepte van 903 cm van een sedimentatiesnelheid van ongeveer 1 mm per jaar, naar een sedimentatiesnelheid van ongeveer 2 mm per jaar. Ook ziet men dat het aantal tefralagen toeneemt en dat deze dikker en grover worden. Hieronder worden enkele theorieën besproken die de aanleiding kunnen zijn voor het voorkomen van deze shift in inclinatie en declinatie. 89 P ag i n a

99 Figuur 9.2: RPI, inclinatie en declinatie in functie van de diepte in het interval van 850 tot 1050 cm diepte. De zwarte stippellijnen stellen de tefralagen voor en de paarse stippellijnen lijnen het interval van 920 tot 1000 cm af. 90 P a g i n a

100 Geomagnetische excursie Een eerste verklaring voor deze shift is een geomagnetische excursie. Lund et al. (1988) zagen in de sedimenten van Mono Lake (Calfornia, VS) een plotselinge shift in de inclinatie en declinatie (figuur 9.3). Op figuur 9.3 ziet men de gemiddelde declinatie bij 0 en de gemiddelde inclinatie van 60. Tussen 6 en 7 m diepte ziet men dat er zowel in de inclinatie als in de declinatie een plotselinge shift voorkomt. De inclinatie gaat van 60 tot -20 en de declinatie van -20 tot 100. Deze switch in de inclinatie en declinatie werd benoemd als een geomagnetische excursie. De geomagnetische excursie vond ongeveer jaar geleden plaats en had een tijdsduur van 600 tot 1000 jaar. Figuur 9.3: De declinatie en de inclinatiecurve van Mono Lake (Tauxe, 1998). Op een diepte van ongeveer 6,5 m komt er een plotselinge shift voor in de declinatie- en inclinatiecurve welke toegeschreven wordt aan een geomagnetische excursie De data van deze geomagnetische excursie zijn zeer interessant voor de sedimenten van Lago Villarrica. Mono Lake is een meer dat gelegen is op dezelfde magnetische latitude als Lago Villarrica, maar dan in het noordelijk halfrond (59 voor Mono Lake in plaats van voor Lago Villarrica). De shift in inclinatie is in beide meren ook ongeveer gelijklopend: de inclinatie veranderd met een 91 Pag i n a

101 interval van ongeveer 60 in Lago Villarrica en met een interval van ongeveer 70 in Mono Lake. In Mono Lake ziet men draaiing in de declinatie met ongeveer 120, terwijl deze draaiing in Lago Villarrica 100 bedraagt. Het tijdsinterval waarin men deze shift kan waarnemen is in beide meren gelijklopend, namelijk 600 tot 1000 jaar. Het zou dus kunnen dat men in Lago Villarrica ook met een geomagnetische excursie te maken heeft. Volgens McElhinny & McFadden (2000) zijn er geen strikte regels waaraan een geomagnetische excursie moet voldoen, maar toch zijn er enkele richtlijnen. Deze richtlijnen stellen dat men kan spreken van een geomagnetische excursie wanneer: 1) Er een schift is in de inclinatie en declinatie van minstens 45, 2) Het switchen van de richting van het veld moet gepaard gaan met een intensiteitsverlies van ongeveer 10%. 3) De geomagnetische excursie moet in een kort tijdsinterval gebeuren van minder dan jaar. Tauxe (1998) zegt daarentegen dat de gemiddelde duur van een geomagnetische excursie 4000 jaar is. 4) Excursies van het aardmagnetisch veld worden globaal waargenomen. De shift in inclinatie en declinatie in Lago Villarrica bedraagt meer dan 40, namelijk 60 voor de inclinatie en 100 voor de declinatie. Aan de eerste richtlijn is dus voldaan. Het intensiteitsverlies van ongeveer 10% kan in vraag gesteld worden. In figuur 9.3 ziet men het RPI-signaal over dit interval. Wanneer men enkel kijkt naar de dalen van de grafiek, ziet men inderdaad een paleointensiteitsverlies (paarse gestippelde curve op het RPI-signaal in figuur.2). Maar toch is er één piek in het RPI-signaal dat veel hoger ligt dan de omringende pieken in het RPI-signaal. De afname in het RPi-signaal is hier twijfelachtig en is afhankelijk van hoe men deze afname zou definiëren. Aan deze richtlijn is dus niet voldaan. Uit het richtlijn 3 blijkt dat de tijdsduur van onze geomagnetische excursie vrij kort is ten opzichte van de vooropgestelde tijdsduur, maar aangezien de excursie in Mono Lake in hetzelfde tijdsinterval valt dan de mogelijke excursie in Lago Villarrica, namelijk ongeveer 900 jaar, kan men stellen dat er aan de derde richtlijn voldaan is. De vierde richtlijn kan men minder goed bewijzen. Er zijn geen aanwijzigen gevonden in de literatuur die een geomagnetische excursie tonen in het midden-holoceen. Er zijn wel voorbeelden gevonden van bewezen geomagnetische excursies die niet overal ter wereld geregistreerd werden. Zo wordt de Mono Lake excursie niet waargenomen in een Clear Lake, een meer dat ongeveer 450 km verwijderd is van Mono Lake (Verosub, 1977), maar deze excursie werd dan wel waargenomen in basalten en meersedimenten in Nieuw-Zeeland (o.a. Cassata et al., 2008; Cassidy et al., 2009). Het is weinig waarschijnlijk dat een geomagnetische excursie aan de basis ligt van de shift in de directionele data op een diepte van 900 tot 1000 cm. Ten eerste wordt er slechts een subtiele en twijfelachtige daling in de paleointensiteit waargenomen in het RPI-signaal van Lago Villarrica. Wanneer men echter het algemene RPI-patroon tijdens het Holoceen bekijkt (figuur 9.4), ziet men een minimum in de paleointensiteit in het ouderdomsinterval van 8000 tot 5000 jaar, wat 92 P a g i n a

102 overeenkomt met het interval waar de shift in de directionele data zich voordoet. Nu is het echter wel zo dat elke geomagnetische excursie gepaard gaat met een afname in de paleointensiteit, maar dat niet elke afname in de paleointensiteit gelinkt kan worden aan een geomagnetische excursie. Figuur 9.4: Algemeen paleointensiteit patroon voor het Holoceen waarbij de grijze wolk de 2σ zekerheid voorstelt (Knudsen et al., 2008). Ten tweede worden er geen bewijzen gevonden in de literatuur die spreken over het voorkomen van een paleomagnetische excursie ten tijde van het midden-holoceen. Een geomagnetische excursie zou wereldwijd getraceerd moeten kunnen worden, wat dus duidelijk niet het geval is. Doordat deze shift in de directionele data niet wereldwijd getraceerd kan worden, is het weinig waarschijnlijk dat er zich een geomagnetische excursie heeft voorgedaan in het midden- Holoceen. De shift in de directionele data zal dus op een andere manier verklaard moeten worden Vulkanische oorzaak Wanneer men kijkt naar de densiteit van de tefralagen die aanwezig zijn voor de plotselinge shift in de directionele data op een diepte van 920 tot 1000 cm en erna, ziet men een groot verschil. Ook neemt de sedimentatiesnelheid enorm toe vanaf een diepte van 903 cm (figuur 9.4). Deze toename in het aantal tefralagen, de dikte van deze tefralagen en de sedimentatiesnelheid kan verklaard worden door een plotselinge ommezwaai in de (eruptie)-activiteit van een of meerdere van de vulkanen die Lago Villarrica omringen ( Volcàn Villarrica, Volcàn Quetrupillan, Volcàn Lanin en Volcàn Llaima). Wanneer deze vulkanen een explosiever karakter ontwikkelen, kan hierdoor de frequentie, de hoeveelheid en de dikte van de tefralagen danig toenemen. Dzierma & Wehrmann (2010) beschouwen Volcàn Villarrica en Volcàn Llaima tot eenzelfde geodynamisch systeem van vulkanen, namelijk de zuidelijke Vulkanen Zone (Soutern Volcanic Zone, NVZ). Ze beschreven de eruptie geschiedenis van de twee vulkanen voor de voorbije 500 jaar. Deze 93 Pag i n a

103 vulkanen vertoonden echter geen explosief vulkanisme. Corbella & Lara (2007) beschrijven de geschiedenis van het vulkanisme in de Andes een heel stuk verder in het verleden. Men vermeldt hier dat er zich tijdens het Holoceen 11 explosieve erupties hebben voorgedaan. Het is dus mogelijk dat men rond 900 cm diepte net op een shift naar een meer explosief vulkanisme zit. De shift in de inclinatie en declinatie valt net voor het voorkomen van deze mogelijke ommezwaai in de vulkanische activiteit. Het is dus denkbaar dat de ommezwaai in vulkanisme iets te maken heeft met de shift in de directionele data. Maar nergens in de literatuur wordt er een verband gelegd tussen de omschakeling naar een meer explosieve vulkanische activiteit en een shift in het geomagnetisch veld. Er kan dus gesteld worden dat het eerder toevallig is dat deze shift in de directionele data overeenkomt met een toegenomen sedimentatiesnelheid en meer explosief vulkanisme. Figuur 9.5: Sedimentatiesnelheid in Lago Villarrica tijdens het Holoceen. De zwarte lijnen stellen de diepten voor waar men tefralage vindt Grote paleoseculaire variatie Aangezien de vorige twee hypothesen verworpen werden, is het aannemelijker dat de shift in de directionele data een groot uitgevallen paleoseculaire variatie is. Normaal gezien wijken paleoseculaire variaties niet meer dan 30 af van de GAD. Indien men echter een PSV-curve zou opstellen van meerdere kernen uit Lago Villarrica en men hiervan vervolgens een gemiddelde PSVcurve zou maken, wordt er verwacht dat deze shift in de directionele data een veel kleinere amplitude zal hebben dan waargenomen in de PSV-opname van deze record. 94 P a g i n a

104 Deze hypothese is de meest aannemelijke van de drie. Hierdoor wordt er aangenomen dat de shift in de inclinatie en declinatie in het interval van 920 tot 1000 cm diepte een paleoseculaire variatie is met een grotere amplitude dan gemiddeld. 95 P ag i n a

105 96 P a g i n a

106 10. Correlatie met andere meren 10.1 Correlatie van de PSV-curve Het is nuttig de inclinatiedata te correleren met andere meren uit de omgeving van Lago Villarrica om de juistheid ervan te verifiëren. Voor Lago Villarrica gebeurde deze correlatie met enkele meren uit de omgeving: Lago Moreno (Gogorza et al., 2000), Lago Escondido (Gogorza et al., 2002) en Lago El Trebol (Irurzun et al., 2006). De geografische locatie van de meren waarmee gecorreleerd is, is weergegeven in figuur Figuur 10.1: De lokalisatie van de Argentijnse meren waarmee de PSV-curve van Lago Villarrica mee vergeleken is. A. De locatie van Lago Villarrica en de Argentijnse meren ten opzichte van elkaar; B. De Locatie van de Argentijnse meren ten opzichte van elkaar waarbij men van west naar oost eerst Lago Escondido (blauwe meer), Lago Moreno (W, gele meer) en Lago El Trebol (paarse meer) ziet Inclinatiecurve In figuur 10.2 wordt de inclinatiecurve van Lago Villarrica vergeleken met de incliatiecurven van Lago Escondido, Lago El Trebol en Lago Moreno. Op het eerste zicht kan men enkel een goede correlatie zien tussen de inclinatiecurve van Lago Villarrica en Lago Moreno. Een correlatie met Lago Escondido en Lago El Trebol is veel moeilijker. Toch zijn er enkele pieken en dalen die in alle meren terug te vinden zijn: Het dal bij a (behalve in Lago Escondido) en de pieken bij d en h. 97 P ag i n a

107 Dat het moeilijker is om een correlatie te krijgen met Lago Escondido en Lago El Trebol kan men verklaren doordat de sedimentatiesnelheid in deze twee meren lager is dan de sedimentatiesnelheid in Lago Villarrica waardoor de resolutie van de pieken en dalen in de inclinatiecurve veel minder wordt en omdat de resolutie van de grafiek ook veel lager gelegen is. De sedimentatiesnelheden in de vier meren wordt weergegeven in tabel Tabel 10.1: De sedimentataiesnelheid in Lago Villarrica, Lago El Trebol, Lago Escondido en Lago Moreno. Meer Lago Villarrica Lago El Trebol Lago Escondido Lago Moreno Sedimentatiesnelheid 0.7 mm/jaar (0-350 cm en 903 tot 1361 cm diepte) 1.5 mm/jaar (350 tot 903 cm diepte) 0.4 mm/ jaar 0.3 mm/jaar 0.3 mm/jaar Uit tabel 10.1 kan men echter afleiden de sedimentatiesnelheid in Lago Villarica is veel hoger dan in deze andere meren (Gogorza et al., 2000; Gogorza et al., 2002; Irurzun et al., 2006), waardoor de resolutie veel hoger is en bepaalde kortstondige gebeurtenissen duidelijker zichtbaar zijn. De drie inclinatiecurven van de Argentijnse meren zijn ook het resultaat van een stackingsproces welke ook reductie van de resolutie van de data tot gevolg heeft. Men krijgt dus enkel een betere correlatie met de inclinatie curve van Lago Moreno omdat de resolutie van de grafiek beter is. Doordat de inclinatiecurven van de Argentijnse meren alle drie het resultaat zijn van een stackingsproces, is de amplitude van de verschillende pieken en dalen in de Argentijnse meren lager dan de amplitude van de pieken en dalen in de inclinatiecurve van Lago Villarrica. De inclinatiecurve van Lago Villarrica wordt dus best vergeleken met de inclinatiecurve van Lago Moreno. De pieken en dalen die te correleren zijn tussen de twee inclinatiecurven, zijn aangeduid aan de hand van letters en rode stippellijnen in figuur Er kunnen in totaal 13 verschillende pieken en dalen gecorreleerd worden aan elkaar. Van al deze pieken en dalen kan men zeggen dat ze op min of meer dezelfde ouderdom voorkomen. Aangezien het geweten is dat er zich in Lago Villarrica sedimenten met oud koolstof bevinden die ervoor zorgen dat de gekalibreerde ouderdommen van de sedimenten bijna 1000 jaar ouder zijn dan de werkelijk ouderdom (zie hoofdstuk 7), is het verwonderlijk dat dit niet opgemerkt wordt in de correlatie met Lago Moreno. Wanneer men de drie pieken en dalen bekijkt die in alle vier de inclinatiecurven te correleren zijn, dan merkt men ook enig verschil op. Dal a kan men vinden in zowel de inclinatiecurve van Lago Villarrica, Lago Moreno en Lago El Trebol. Dit dal heeft in alle drie de inclinatiecurven ongeveer dezelfde ouderdom: 700 cal a BP. Piek d kan men in alle vier de curven ontdekken, alleen is deze piek niet zo duidelijk weergegeven in de inclinatiecurve van Lago Villarrica. Bij de andere meren kan men deze piek wel duidelijk waarnemen en ziet men een verschil in de ouderdom van deze piek. In Lago El Trebol wordt deze piek aangetroffen op een ouderdom van ongeveer 3000 cal a BP, in Lago Moreno 98 P a g i n a

108 op een ouderdom van ongeveer 4000 cal a BP en in Lago Escondido op een ouderdom van ongeveer 4200 cal a BP. In de inclinatiecurve van Lago Villarrica kan men enkel zeggen dat deze piek voorkomt ergens tussen 3500 en 4500 cal a BP. De piek bij h wordt in alle vier de inclinatiecurven duidelijk waargenomen. Hier merkt men op dat deze piek in Lago Vallirraca, Lago Moreno en Lago Escondido op ongeveer dezelfde ouderdom gelegen is, namelijk op ongeveer 6500 cal a BP. In Lago El Trebol wordt deze piek echter waargenomen op een ouderdom van ongeveer 5500 cal a BP. Uit het voorgaande is dus duidelijk dat er enige verschillen zijn tussen de ouderdomsmodellen die gebruikt zijn in de verschillende meren. Figuur 10.2: Correlatie van de inclinatiecurve van Lago Villarrica, Lago Moreno (naar Gogorza et al., 2000), Lago Escondido (Gogorza et al., 2002) en Lago El Trebol (Iruzun et al., 2006). De letters en de rode stippellijnen stellen de te correleren pieken voor 99 P ag i n a

109 Daarom is het verstandig deze ouderdomsmodellen even nader te bekijken. In figuur 10.3 zijn de ouderdomsmodellen voor Lago Escondido en Lago Moreno weergegeven. Zowel het ouderdomsmodel van Lago Moreno als dat van Lago Escondido tonen een contante sedimentatiesnelheid voor het Holoceen. De sedimentatiesnelheid in Lago Villarrica voor het Holoceen kon ingedeeld worden in 3 delen (zie hoofdstuk 6) en deze van Lago El Trebol werd ingedeeld in twee sedimentatiesnelheden voor het Holoceen (Irurzun et al., 2006). Wanneer men de lokalisatie van de Argentijnse meren bekijkt ten opzichte van de lokalisatie van Lago Villarrica (figuur 10.1) merkt men op dat de Argentijnse meren niet zo ver van Lago Villarrica liggen (240 km). De vier meren worden allen beïnvloed door vulkanen die behoren tot dezelfde vulkaanketen (Dzierma & Wehrmann, 2010). In Lago Villarrica en Lago El Trebol werd de shift in de sedimentatiesnelheid (tussen 4000 en 6000 cal a BP) toegeschreven aan de overgang naar een meer explosieve vulkanische activiteit. Het zou dus verwonderlijk zijn moest deze meer explosieve vulkanische activiteit geen sporen hebben nagelaten in Lago Moreno en Lago Escondido. Wanneer men kijkt naar het aantal dateringen die gebruikt zijn voor de Holocene sedimenten van zowel Lago Escondido en Lago Moreno te dateren en deze vergelijkt met het aantal dateringen die gebruikt zijn om de Holocene sedimenten te dateren in Lago Villarrica, dan merkt men op dat er in Lago Moreno en Lago Escondido veel minder dateringen uitgevoerd zijn (Gogorza et al., 2000 en Gogorza et al., 2002). Dit zou kunnen verklaren waarom men geen shift in de sedimentatiesnelheid gemerkt heeft op een ouderdom van 4000 tot 6000 jaar. Figuur 10.3: De sedimentatiesnelheid in A. Lago Moreno (Gogorza et al., 2000) en B. Lago Escondido (Gogorza et al., 2002). Aangezien zowel de datering van Lago Escondido als van Lago Moreno hoofdzakelijk op sedimenten uitgevoerd is, is het ook mogelijk dat er in beide meren geen rekening gehouden is met het voorkomen van oud koolstof. Dit kan verklaren waarom zowel de ouderdommen die bepaald zijn in Lago Escondido, Lago Moreno en Lago Villarrica ongeveer 1000 jaar ouder zijn dan verwacht. 100 P a g i n a

110 Declinatie Men kan ook de declinatiecurve van Lago Villarrica vergelijken met de declinatiecurve van de Argentijnse meren. Deze vergelijking is weergegeven in figuur Ook hier kon de beste correlatie doorgevoerd worden met de declinatiecurven van Lago Moreno. Doordat de boorkernen van Lago Villarrica niet georiënteerd geweest zijn naar het noorden en daar bovenop ook nog op een willekeurige manier gesplitst zijn, is de kwaliteit van de declinatiecurve lager dan de inclinatiecurve van Lago Villarrica. Er kunnen 10 verschillende pieken en dalen gevonden worden in de vier declinatiecurven die gecorreleerd zijn aan elkaar. Deze pieken en dalen zijn verbonden met elkaar aan de hand van een rode stippellijn en benoemd met een letter (figuur 10.4). Figuur 10.4: Correlatie van de declinatiecurve van Lago Villarrica, Lago Moreno (naar Gogorza et al., 2000), Lago Escondido (Gogorza et al., 2002) en Lago El Trebol (Iruzun et al., 2006). De letters en de rode stippellijnen stellen de te correleren pieken voor. 101 P ag i n a

111 De declinatiecurven van de Argentijnse meren zijn net zoals de inclinatiecurven het resultaat van een stackingsproces. Hierdoor is de amplitude van de pieken en dalen in de declinatiecurve van Lago Villarrica veel hoger gelegen dan de amplitude van de pieken en dalen van de declinatiecurven van de Argentijnse meren. Wanneer men de declinatiecurve van Lago Villarrica vergelijkt met de declinatiedata van Lago Moreno, ziet men dat de pieken en dalen d tot j ongeveer dezelfde ouderdom hebben. Terwijl dalen a en b een jongere ouderdom hebben in Lago Moreno. Ditzelfde fenomeen is waar te nemen wanneer men de declinatiecurve van Lago Moreno vergelijkt met de declinatiecurve van Lago Escondido, dal b en piek c zijn jonger in Lago Moreno dan in Lago Escondido, terwijl dal d en piek g wel ongeveer dezelfde ouderdom kent dan in beide meren. Een vergelijking tussen de declinatiecurve van Lago Moreno en Lago El Trebol toont aan dat de ouderdom van piek c ongeveer gelijk is in beide meren maar dat het verschil in ouderdom in piek g ongeveer 1000 jaar bedraagd. Uit voorgaande zou men kunnen besluiten dat de er in Lago Moreno voor de jongste 4000 jaar wel rekening gehouden is met het voorkomen van oud koolstof, maar dat deze berekening enkel voldoende was voor de jongste 4000 jaar. Lago Escondido en Lago Villarrica kennen ongeveer hetzelfde ouderdomspatroon Correlatie van het RPI-signaal Om de juistheid van het RPI-signaal van Lago Villarrica te verifiëren, is het noodzakelijk het RPI-signaal te vergelijken met andere RPI-signalen. Dit gebeurde zowel voor locale, regionale als globale RPI-records Lokale vergelijking De RPI-record van Lago Escondido (Gogorza et al., 2004) is het enige RPI-record uit de omgeving van Lago Villarrica voor handen om het RPI-signaal van Lago Villarrica mee te vergelijken. Aangezien de sedimentatiesnelheid in Lago Villarrica ( mm/jaar) veel hoger gelegen is dan de sedimenatiesnelheid in Lago Escondido (0.3 mm/jaar), worden er veel meer variaties in het RPIsignaal geregistereerd in Lago Villarrica. Hierdoor is het moeilijk beide RPI-opnamen te vergelijken met elkaar. Zoals weergegeven in figuur 10.5, kan men toch enkele pieken en dalen met elkaar correleren. De te correleren pieken en dalen zijn met elkaar verbonden door middel van een stippellijn. Men ziet dat de pieken a tot e in het RPI-signaal van Lago Villarrica een oudere ouderdom hebben dan deze pieken in het RPI-signaal van Lago Escondido. Terwijl men van pieken f tot g kan zeggen dat ongeveer dezelfde ouderdom hebben. Piek m daarentegen heeft een jongere ouderdom in het RPI-signaal van Lago Villarrica dan in het RPI-signaal van Lago Escondido. 102 P a g i n a

112 Figuur 10.5: Vergelijking tussen het RPI-signaal van Lago Villarrica en Lago Escondido (Gogorza et al., 2004). De paarse stippellijnen geven de correlatie weer tussen de verschillende pieken en dalen. Zowel in de inclinatiecurve als in de declinatiecurve is waargenomen dat de ouderdommen in Lago Escondido en Lago Villarrica overeen kwamen met elkaar. In het RPI-signaal kunnen toch enkele verschillen waargenomen worden. Men kan deze verschillen verklaren door het mogelijk voorkomen van wisselende oud koolstof ouderdommen in de sedimenten van Lago Villarrica of Lago Escondido Globale vergelijking Om de globaliteit van het RPI-signaal van Lago Villarrica te bewijzen, wordt het RPI-signaal van Lago Villarrica zowel vergeleken met een RPI-signaal uit de zuidelijke als uit de noordelijke hemisfeer Vergelijking met een record uit de zuidelijke hemisfeer Het RPI-signaal van Lago Villarrica wordt vergeleken met het RPI-signaal van Western Bransfield Basin, Antarctica (Willmott et al., 2006) en is gelokaliseerd in figuur Zoals te zien is in figuur 10.7 komt de correlatie van dit RPI-signaal vrij goed overeen met dat van Lago Villarrica. 103 P ag i n a

113 Figuur 10.6: A: Lokalisatie van Western Bransfield Basin ten opzichte van Lago Villarrica. B: Lokalisatie van de verschillende boring in Western Bransfield Basin (Willmott et al., 2006) Figuur 10.7: Correlatie tussen RPI-signaal van Lago Villarrica en Western Bransfield Basin (Willmott et al., 2006). De pieken en dalen die gecorreleerd kunnen worden aan elkaar zijn weergegeven door middel van een paarse stippellijn. 104 P a g i n a

Repetitie magnetisme voor 3HAVO (opgavenblad met waar/niet waar vragen)

Repetitie magnetisme voor 3HAVO (opgavenblad met waar/niet waar vragen) Repetitie magnetisme voor 3HAVO (opgavenblad met waar/niet waar vragen) Ga na of de onderstaande beweringen waar of niet waar zijn (invullen op antwoordblad). 1) De krachtwerking van een magneet is bij

Nadere informatie

De Verborgen Attractie van de Aarde. Paleomagnetisme: gesteentemagnetisme & paleointensiteit. De Verborgen Attractie van de Aarde.

De Verborgen Attractie van de Aarde. Paleomagnetisme: gesteentemagnetisme & paleointensiteit. De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde De Verborgen Attractie van de Aarde De Verborgen Attractie van de Aarde Opzet van de cursus 1 Magnetisme & Aardmagneetveld 2 Het Aardmagneetveld in het verleden 3 Drift

Nadere informatie

Mkv Magnetisme. Vraag 1 Twee lange, rechte stroomvoerende geleiders zijn opgehangen in hetzelfde verticale vlak, op een afstand d van elkaar.

Mkv Magnetisme. Vraag 1 Twee lange, rechte stroomvoerende geleiders zijn opgehangen in hetzelfde verticale vlak, op een afstand d van elkaar. Mkv Magnetisme Vraag 1 Twee lange, rechte stroomvoerende geleiders zijn opgehangen in hetzelfde verticale vlak, op een afstand d van elkaar. In een punt P op een afstand d/2 van de rechtse geleider is

Nadere informatie

NATUURKUNDE 8 29/04/2011 KLAS 5 INHAALPROEFWERK HOOFDSTUK

NATUURKUNDE 8 29/04/2011 KLAS 5 INHAALPROEFWERK HOOFDSTUK NATUURKUNDE KLAS 5 INHAALPROEFWERK HOOFDSTUK 8 29/04/2011 Deze toets bestaat uit 3 opgaven (32 punten). Gebruik eigen grafische rekenmachine en BINAS toegestaan. Veel succes! Opgave 1: Afbuigen van geladen

Nadere informatie

Ruimte, Ether, Lichtsnelheid en de Speciale Relativiteitstheorie. Een korte inleiding:

Ruimte, Ether, Lichtsnelheid en de Speciale Relativiteitstheorie. Een korte inleiding: 1 Ruimte, Ether, Lichtsnelheid en de Speciale Relativiteitstheorie. 23-09-2015 -------------------------------------------- ( j.eitjes@upcmail.nl) Een korte inleiding: Is Ruimte zoiets als Leegte, een

Nadere informatie

Probing Exoplanetary Materials Using Sublimating Dust R. van Lieshout

Probing Exoplanetary Materials Using Sublimating Dust R. van Lieshout Probing Exoplanetary Materials Using Sublimating Dust R. van Lieshout In de afgelopen paar decenia is het duidelijk geworden dat de Zon niet de enige ster is die wordt vergezeld door planeten. Extrasolaire

Nadere informatie

Lessen over Cosmografie

Lessen over Cosmografie Lessen over Cosmografie Les 1 : Geografische coördinaten Meridianen en parallellen Orthodromen of grootcirkels Geografische lengte en breedte Afstand gemeten langs meridiaan en parallel Orthodromische

Nadere informatie

Nieuwe resultaten van de zoektocht naar het Higgs deeltje in ATLAS

Nieuwe resultaten van de zoektocht naar het Higgs deeltje in ATLAS Nieuwe resultaten van de zoektocht naar het Higgs deeltje in ATLAS Op 4 juli 2012 presenteerde het ATLAS experiment een update van de actuele resultaten van de zoektocht naar het Higgs deeltje. Dat gebeurde

Nadere informatie

Het aardmagneetveld verzwakt:

Het aardmagneetveld verzwakt: Het aardmagneetveld verzwakt: Het einde der tijden? door Lennart V. de Groot Paleomagnetisch laboratorium Fort Hoofddijk, Universiteit Utrecht l.v.degroot@uu.nl Zo nu en dan duiken er in de media verontrustende

Nadere informatie

> Schatting van de verplaatsingssnelheid

> Schatting van de verplaatsingssnelheid >>> Context De Meteosat satelliet De Meteosat satellieten zijn geostationaire satellieten, dat wil zeggen dat de bewegingsrichting gelijk is aan die van de Aarde en de rotatieperiode dezelfde is als die

Nadere informatie

Handleiding Magnetisme

Handleiding Magnetisme Handleiding Magnetisme Informatie voor de leerkracht De naald van ons kompas wijst altijd naar het noorden. Dat komt omdat het ijzer van die magnetische naald reageert op de ijzeren kern van de aarde.

Nadere informatie

Opgave 1. Voor de grootte van de magnetische veldsterkte in de spoel geldt: = l

Opgave 1. Voor de grootte van de magnetische veldsterkte in de spoel geldt: = l Opgave 1 Een kompasnaald staat horizontaal opgesteld en geeft de richting aan van de horizontale r component Bh van de magnetische veldsterkte van het aardmagnetische veld. Een spoel wordt r evenwijdig

Nadere informatie

. Vermeld je naam op elke pagina.

. Vermeld je naam op elke pagina. Tentamen: Elektriciteit en Magnetisme Docent: J. F. J. van den Brand R. J. Wijngaarden Datum: 30 Mei 2006 Zaal: Q112/M143 Tijd: 15:15-18.00 uur. Vermeld je naam op elke pagina.. Vermeld je collegenummer..

Nadere informatie

Stevin vwo deel 2 Uitwerkingen hoofdstuk 7 Elektromagnetisme (12-12-2012) Pagina 1 van 12

Stevin vwo deel 2 Uitwerkingen hoofdstuk 7 Elektromagnetisme (12-12-2012) Pagina 1 van 12 Stevin vwo deel 2 Uitwerkingen hoofdstuk 7 Elektromagnetisme (12-12-2012) Pagina 1 van 12 Opgaven 7.1 Magneten en elektromagneten 1 a Ongelijke polen trekken elkaar aan. De noordpool van een kompas wordt

Nadere informatie

The Color of X-rays. Spectral Computed Tomography Using Energy Sensitive Pixel Detectors E.J. Schioppa

The Color of X-rays. Spectral Computed Tomography Using Energy Sensitive Pixel Detectors E.J. Schioppa The Color of X-rays. Spectral Computed Tomography Using Energy Sensitive Pixel Detectors E.J. Schioppa Samenvatting Het netvlies van het oog is niet gevoelig voor deze straling: het oog dat vlak voor het

Nadere informatie

Samenvatting. Samenvatting

Samenvatting. Samenvatting Samenvatting Het tablet is om vele redenen een populaire toedieningsvorm van geneesmiddelen. Het gebruikersgemak en het gemak waarmee ze grootschalig kunnen worden geproduceerd zijn slechts twee van de

Nadere informatie

1 Overzicht theorievragen

1 Overzicht theorievragen 1 Overzicht theorievragen 1. Wat is een retrograde beweging? Vergelijk de wijze waarop Ptolemaeus deze verklaarde met de manier waarop Copernicus deze verklaarde. 2. Formuleer de drie wetten van planeetbeweging

Nadere informatie

TWEEDE RONDE NATUURKUNDE OLYMPIADE 2014 TOETS 1. 23 APRIL 2014 10.30 12.30 uur

TWEEDE RONDE NATUURKUNDE OLYMPIADE 2014 TOETS 1. 23 APRIL 2014 10.30 12.30 uur TWEEDE RONDE NATUURKUNDE OLYMPIADE 2014 TOETS 1 23 APRIL 2014 10.30 12.30 uur 1 RONDDRAAIENDE MASSA 5pt Een massa zit aan een uiteinde van een touw. De massa ligt op een wrijvingloos oppervlak waar het

Nadere informatie

Newton - HAVO. Elektromagnetisme. Samenvatting

Newton - HAVO. Elektromagnetisme. Samenvatting Newton - HAVO Elektromagnetisme Samenvatting Het magnetisch veld Een permanente magneet is een magneet waarvan de magnetische werking niet verandert Een draaibare kompasnaald draait met zijn noordpool

Nadere informatie

DIAMAGNETISCHE LEVITATIE MET BISMUTH.

DIAMAGNETISCHE LEVITATIE MET BISMUTH. DIAMAGNETISCHE LEVITATIE MET BISMUTH. Dank zij de komst van sterke neodymium magneten is het mogelijk om het afstotend gedrag van sommige diamagnetische materialen zichtbaar te maken. Ofschoon er veel

Nadere informatie

EXAMEN VOORBEREIDEND WETENSCHAPPELUK ONDERWIJS IN 1979 , I. Dit examen bestaat uit 4 opgaven. " '"of) r.. I r. ',' t, J I i I.

EXAMEN VOORBEREIDEND WETENSCHAPPELUK ONDERWIJS IN 1979 , I. Dit examen bestaat uit 4 opgaven.  'of) r.. I r. ',' t, J I i I. .o. EXAMEN VOORBEREDEND WETENSCHAPPELUK ONDERWJS N 1979 ' Vrijdag 8 juni, 9.00-12.00 uur NATUURKUNDE.,, Dit examen bestaat uit 4 opgaven ',", "t, ', ' " '"of) r.. r ',' t, J i.'" 'f 1 '.., o. 1 i Deze

Nadere informatie

OntdekZelf - magnetisme

OntdekZelf - magnetisme Werkwijze Alle OntdekZelf experimenten zijn bedoeld voor de leerling om zelf te ontdekken. Laat de leerling vanaf het begin werken met zijn materialen en ontdekken hoe hij tot een antwoord of een werkende

Nadere informatie

Hoofdstuk 6: Elektromagnetisme

Hoofdstuk 6: Elektromagnetisme Hoofdstuk 6: lektromagnetisme Natuurkunde VWO 2011/2012 www.lyceo.nl Hoofdstuk 6: lektromagnetisme Natuurkunde 1. Mechanica 2. Golven en straling 3. lektriciteit en magnetisme 4. Warmteleer Rechtlijnige

Nadere informatie

De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde

De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde. De Verborgen Attractie van de Aarde De Verborgen Attractie van de Aarde HOVO cursus 3N5 329 Cor Langereis Paleomagnetisch Laboratorium Fort Hoofddijk Department Aardwetenschappen Universiteit Utrecht De Verborgen Attractie van de Aarde De

Nadere informatie

Hiatus: is de mondiale opwarming aan het vertragen?

Hiatus: is de mondiale opwarming aan het vertragen? Hiatus: is de mondiale opwarming aan het vertragen? In de periode 1998-2012 is de mondiale temperatuurtrend beduidend kleiner dan in de decennia ervoor. Deze trendbreuk wordt ook wel hiatus genoemd. De

Nadere informatie

Overzicht. Vandaag: Frank Verbunt Het heelal Nijmegen 2014

Overzicht. Vandaag: Frank Verbunt Het heelal Nijmegen 2014 Vandaag: Frank Verbunt Het heelal Nijmegen 2014 De aarde en de maan Boek: hoofdstuk 2.6 Overzicht Halley en de maan meting afstand van de Maan en verandering erin getijden: koppeling tussen lengte van

Nadere informatie

HOE VIND JE EXOPLANETEN?

HOE VIND JE EXOPLANETEN? LESBRIEF GEEF STERRENKUNDE DE RUIMTE! ZOEKTOCHT EXOPLANETEN Deze NOVAlab-oefening gaat over een van de manieren om planeten buiten ons zonnestelsel op te sporen. De oefening is geschikt voor de bovenbouw

Nadere informatie

Voorkennistoets De Bewegende Aarde Voorkennis voor het basisdeel H1, H2, H3

Voorkennistoets De Bewegende Aarde Voorkennis voor het basisdeel H1, H2, H3 Voorkennistoets De Bewegende Aarde Voorkennis voor het basisdeel H1, H2, H3 A. wiskunde Differentiëren en primitieve bepalen W1. Wat is de afgeleide van 3x 2? a. 3x b. 6x c. x 3 d. 3x 2 e. x 2 W2. Wat

Nadere informatie

Uitwerkingen VWO deel 1 H2 (t/m par. 2.5)

Uitwerkingen VWO deel 1 H2 (t/m par. 2.5) Uitwerkingen VWO deel 1 H2 (t/m par. 2.5) 2.1 Inleiding 1. a) Warmte b) Magnetische Energie c) Bewegingsenergie en Warmte d) Licht (stralingsenergie) en warmte e) Stralingsenergie 2. a) Spanning (Volt),

Nadere informatie

Natuurkunde Practicum II. Nuclear Magnetic Resonance

Natuurkunde Practicum II. Nuclear Magnetic Resonance Natuurkunde Practicum II Nuclear Magnetic Resonance Door: Jiri Tik Djiang Oen 5814685 September 2008 0 Samenvatting In dit verslag is te lezen hoe NMR werkt en hoe de relaxatietijden zich verhouden tot

Nadere informatie

Samenvatting EEN MID INFRAROOD ELLIPSOMETER

Samenvatting EEN MID INFRAROOD ELLIPSOMETER SAMENVATTING In het begin van de vorige eeuw werd het fenomeen supergeleiding ontdekt. Als bepaalde materialen worden afgekoeld tot onder een kritische temperatuur geleiden ze stroom zonder weerstand.

Nadere informatie

Opgave 5 Een verwarmingselement heeft een weerstand van 14,0 Ω en is opgenomen in de schakeling van figuur 3.

Opgave 5 Een verwarmingselement heeft een weerstand van 14,0 Ω en is opgenomen in de schakeling van figuur 3. Opgave 5 Een verwarmingselement heeft een weerstand van 14,0 Ω en is opgenomen in de schakeling van figuur 3. figuur 3 De schuifweerstand is zo ingesteld dat de stroomsterkte 0,50 A is. a) Bereken het

Nadere informatie

Reactiesnelheid (aanvulling 8.1, 8.2 en 8.3)

Reactiesnelheid (aanvulling 8.1, 8.2 en 8.3) Reactiesnelheid (aanvulling 8.1, 8. en 8.3) Uit een aantal experimenten (zie 8.1 en 8.) bleek het volgende: De reactiesnelheid hangt af van: deeltjesgrootte concentratie temperatuur katalysatoren In 8.3

Nadere informatie

1 Leerlingproject: Kosmische straling 28 februari 2002

1 Leerlingproject: Kosmische straling 28 februari 2002 1 Leerlingproject: Kosmische straling 28 februari 2002 1 Kosmische straling Onder kosmische straling verstaan we geladen deeltjes die vanuit de ruimte op de aarde terecht komen. Kosmische straling is onder

Nadere informatie

Deze Informatie is gratis en mag op geen enkele wijze tegen betaling aangeboden worden. Vraag 1

Deze Informatie is gratis en mag op geen enkele wijze tegen betaling aangeboden worden. Vraag 1 Vraag 1 Twee stenen van op dezelfde hoogte horizontaal weggeworpen in het punt A: steen 1 met een snelheid v 1 en steen 2 met snelheid v 2 Steen 1 komt neer op een afstand x 1 van het punt O en steen 2

Nadere informatie

1ste ronde van de 19de Vlaamse Fysica Olympiade 1. = kx. = mgh. E k F A. l A. ρ water = 1,00.10 3 kg/m 3 ( θ = 4 C ) c water = 4,19.10 3 J/(kg.

1ste ronde van de 19de Vlaamse Fysica Olympiade 1. = kx. = mgh. E k F A. l A. ρ water = 1,00.10 3 kg/m 3 ( θ = 4 C ) c water = 4,19.10 3 J/(kg. ste ronde van de 9de Vlaamse Fysica Olympiade Formules ste onde Vlaamse Fysica Olympiade 7 9de Vlaamse Fysica Olympiade Eerste ronde De eerste ronde van deze Vlaamse Fysica Olympiade bestaat uit 5 vragen

Nadere informatie

Theorie Stroomtransformatoren. Tjepco Vrieswijk Hamermolen Ugchelen, 22 november 2011

Theorie Stroomtransformatoren. Tjepco Vrieswijk Hamermolen Ugchelen, 22 november 2011 Theorie Stroomtransformatoren Tjepco Vrieswijk Hamermolen Ugchelen, 22 november 2011 Theorie Stroomtransformatoren 22 november 2011 Onderwerpen: - Theorie stroomtransformatoren - Vervangingsschema CT -

Nadere informatie

Maar het leidde ook tot een uitkomst die essentieel is in mijn werkstuk van een Stabiel Heelal.

Maar het leidde ook tot een uitkomst die essentieel is in mijn werkstuk van een Stabiel Heelal. -09-5 Bijlage voor Stabiel Heelal. --------------------------------------- In deze bijlage wordt onderzocht hoe in mijn visie materie, ruimte en energie zich tot elkaar verhouden. Op zichzelf was de fascinatie

Nadere informatie

Gevorderde onderwerpen

Gevorderde onderwerpen Hoofdstuk 5 Gevorderde onderwerpen Doelstellingen 1. Weten wat M-cirkels voorstellen en de functie ervan begrijpen 2. Bodediagram van een algemene transfertfunctie kunnen tekenen 3. Begrijpen dat een regelaar

Nadere informatie

IJSLAND: EEN LAND VAN WATER EN VUUR

IJSLAND: EEN LAND VAN WATER EN VUUR Naam: Klas : Nr: Datum: IJSLAND: EEN LAND VAN WATER EN VUUR A. Roegis & L. Van Eycken 2014-2015 BACHELORPROEF HOGENT Aardrijkskunde IJsland: een land van water en vuur Pagina 2 Deze werkbundel mag gebruikt

Nadere informatie

Eindexamen biologie pilot havo 2011 - II

Eindexamen biologie pilot havo 2011 - II Onderzoek naar het klimaat met behulp van huidmondjes Op een school in Midden-Limburg wordt een vakkenintegratieproject georganiseerd met als thema: mogelijke oorzaken voor en gevolgen van het versterkt

Nadere informatie

TENTAMEN NATUURKUNDE

TENTAMEN NATUURKUNDE CENTRALE COMMISSIE VOORTENTAMEN NATUURKUNDE TENTAMEN NATUURKUNDE tweede voorbeeldtentamen CCVN tijd : 3 uur aantal opgaven : 5 aantal antwoordbladen : 1 (bij opgave 2) Iedere opgave dient op een afzonderlijk

Nadere informatie

Interstellair Medium. Wat en Waar? - Gas (neutraal en geioniseerd) - Stof - Magneetvelden - Kosmische stralingsdeeltjes

Interstellair Medium. Wat en Waar? - Gas (neutraal en geioniseerd) - Stof - Magneetvelden - Kosmische stralingsdeeltjes Interstellair Medium Wat en Waar? - Gas (neutraal en geioniseerd) - Stof - Magneetvelden - Kosmische stralingsdeeltjes Neutraal Waterstof 21-cm lijn-overgang van HI Waarneembaarheid voorspeld door Henk

Nadere informatie

Energiebalans aarde: systeemgrens

Energiebalans aarde: systeemgrens Energiebalans aarde: systeemgrens Aarde Atmosfeer Energiebalans Boekhouden: wat gaat er door de systeemgrens? Wat zijn de uitgaande stromen? Wat zijn de ingaande stromen? Is er accumulatie? De aarde: Energie-instroom

Nadere informatie

Bliksems. Stefan Kowalczyk

Bliksems. Stefan Kowalczyk Stefan Kowalczyk De aarde als condensator De ionosfeer is één plaat van een erg grote condensator, terwijl de aarde de andere is. Hoe bliksem ontstaat heeft hier alles mee te maken. Recent zijn nieuwe

Nadere informatie

Woensdag 24 mei, 9.30-12.30 uur

Woensdag 24 mei, 9.30-12.30 uur 'i EXAMEN VOORBEREIDEND WETENSCHAPPELIJK ONDERWIJS IN 1978 Woensdag 24 mei, 9.30-12.30 uur NATUURKUNDE Zie ommezijde Deze opgaven zijn vastgesteld door de commissie bedoeld in artikel 24 van het Besluit

Nadere informatie

Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring

Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring Maandrapportage Januari 2015 Sign. Datum 26-feb-2015 Sign. Datum 26-feb-2015 T.T. Scherpenhuijsen Author Prepared B. Teuben Project Director Authorized INHOUD

Nadere informatie

Opgave 3 Opbouw en afbraak van de Schotse Hooglanden

Opgave 3 Opbouw en afbraak van de Schotse Hooglanden Eindexamen vwo aardrijkskunde 214-I Aarde Opgave 3 Opbouw en afbraak van de Schotse Hooglanden Bestudeer de bronnen 1 tot en met 3 uit het bronnenboekje die bij deze opgave horen. Gebruik bron 3a en de

Nadere informatie

Phydrostatisch = gh (6)

Phydrostatisch = gh (6) Proefopstellingen: Bernoulli-opstelling De Bernoulli-vergelijking (2) kan goed worden bestudeerd met een opstelling zoals in figuur 4. In de figuur staat de luchtdruk aangegeven met P0. Uiterst links staat

Nadere informatie

Geschiedenis van de aarde

Geschiedenis van de aarde Geschiedenis van de aarde Vragen bij de oefen- en zelftoetsmodule behorende bij hoofdstuk 25 van 'Biology', Campbell, 8e druk en de colleges 'Dynamische aarde'. november 2009 Inleiding Je moet weten: hoe

Nadere informatie

1 Paleomagnetisme en sondeercurves

1 Paleomagnetisme en sondeercurves 1 Paleomagnetisme en sondeercurves 1.1 Inleiding Door Fugro is in 2004 een conustype (magnetometer) ontwikkeld waarmee tijdens sonderingen de veldsterkte van het aardmagnetisch veld in drie haaks op elkaar

Nadere informatie

4. Resultaten. 4.1 Levensverwachting naar geslacht en opleidingsniveau

4. Resultaten. 4.1 Levensverwachting naar geslacht en opleidingsniveau 4. Het doel van deze studie is de verschillen in gezondheidsverwachting naar een socio-economisch gradiënt, met name naar het hoogst bereikte diploma, te beschrijven. Specifieke gegevens in enkel mortaliteit

Nadere informatie

Matthias Van Wonterghem, Pieter Vanhulsel Aluminium en hoge snelheid, een mooie toekomst?

Matthias Van Wonterghem, Pieter Vanhulsel Aluminium en hoge snelheid, een mooie toekomst? Matthias Van Wonterghem, Pieter Vanhulsel Aluminium en hoge snelheid, een mooie toekomst? Milieu is een hot topic. En terecht. Het is nu dat er moet gediscussieerd worden om onze huidige levenskwaliteit

Nadere informatie

Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring

Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring Maandrapportage December 2014 Sign. Datum 22-jan-2015 Sign. Datum 22-jan-2015 D. Nieuwland B. Teuben Author Project Director Prepared Authorized INHOUD Het

Nadere informatie

Ten noorden van de evenaar ligt het noordelijk halfrond. Ten zuiden daarvan het zuidelijk halfrond.

Ten noorden van de evenaar ligt het noordelijk halfrond. Ten zuiden daarvan het zuidelijk halfrond. Rekenen aan de aarde Introductie Bij het vak aardrijkskunde wordt de aarde bestudeerd. De aarde is een bol. Om te bepalen waar je je op deze bol bevindt zijn denkbeeldige lijnen over de aarde getrokken,

Nadere informatie

De minister van Volkshuisvesting, Ruimtelijke Ordening en Milieubeheer (VROM)

De minister van Volkshuisvesting, Ruimtelijke Ordening en Milieubeheer (VROM) De minister van Volkshuisvesting, Ruimtelijke Ordening en Milieubeheer (VROM) Uw kenmerk : - Bijlagen : - Geachte minister, In het overleg op 27 september met de leiding van de Gezondheidsraad bracht u

Nadere informatie

Voorbereidend Wetenschappelijk Onderwijs Tijdvak 1 Vrijdag 27 mei totale examentijd 3 uur

Voorbereidend Wetenschappelijk Onderwijs Tijdvak 1 Vrijdag 27 mei totale examentijd 3 uur natuurkunde 1,2 Examen VWO - Compex Voorbereidend Wetenschappelijk Onderwijs Tijdvak 1 Vrijdag 27 mei totale examentijd 3 uur 20 05 Vragen 1 tot en met 17. In dit deel staan de vragen waarbij de computer

Nadere informatie

De bepaling van de positie van een. onderwatervoertuig (inleiding)

De bepaling van de positie van een. onderwatervoertuig (inleiding) De bepaling van de positie van een onderwatervoertuig (inleiding) juli 2006 Bepaling positie van een onderwatervoertuig. Inleiding: Het volgen van onderwatervoertuigen (submersibles, ROV s etc) was in

Nadere informatie

Schriftelijk examen 2e Ba Biologie Fysica: elektromagnetisme 2011-2012

Schriftelijk examen 2e Ba Biologie Fysica: elektromagnetisme 2011-2012 - Biologie Schriftelijk examen 2e Ba Biologie 2011-2012 Naam en studierichting: Aantal afgegeven bladen, deze opgaven niet meegerekend: Gebruik voor elke nieuwe vraag een nieuw blad. Zet op elk blad de

Nadere informatie

Determineren van gesteente

Determineren van gesteente Aarde Paragraaf 1 en atlasvaardigheden Determineren van gesteente Als je een gesteente bestudeert en daarna vaststelt wat de naam van het gesteente is, dan ben je aan het determineren. Je kunt gesteenten

Nadere informatie

Examen HAVO. wiskunde B1. tijdvak 1 dinsdag 20 mei 13.30-16.30 uur

Examen HAVO. wiskunde B1. tijdvak 1 dinsdag 20 mei 13.30-16.30 uur Examen HAVO 2008 tijdvak 1 dinsdag 20 mei 13.30-16.30 uur wiskunde B1 Dit examen bestaat uit 20 vragen. Voor dit examen zijn maximaal 84 punten te behalen. Voor elk vraagnummer staat hoeveel punten met

Nadere informatie

Examen HAVO 2012. wiskunde B. tijdvak 1 donderdag 24 mei 13.30-16.30 uur. Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage.

Examen HAVO 2012. wiskunde B. tijdvak 1 donderdag 24 mei 13.30-16.30 uur. Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage. Examen HAVO 2012 tijdvak 1 donderdag 24 mei 13.30-16.30 uur wiskunde B Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage. Dit examen bestaat uit 19 vragen. Voor dit examen zijn maximaal 80 punten te behalen. Voor

Nadere informatie

Zonnestraling. Samenvatting. Elektromagnetisme

Zonnestraling. Samenvatting. Elektromagnetisme Zonnestraling Samenvatting De Zon zendt elektromagnetische straling uit. Hierbij verplaatst energie zich via elektromagnetische golven. De golflengte van de straling hangt samen met de energie-inhoud.

Nadere informatie

Samenvatting Vrij vertaald luidt de titel van dit proefschrift: "Ladingstransport in dunne- lm transistoren gebaseerd op geordende organische halfgeleiders". Alvorens in te gaan op de specieke resultaten

Nadere informatie

Meting zonnepaneel. Voorbeeld berekening diodefactor: ( ) Als voorbeeld wordt deze formule uitgewerkt bij een spanning van 7 V en 0,76 A:

Meting zonnepaneel. Voorbeeld berekening diodefactor: ( ) Als voorbeeld wordt deze formule uitgewerkt bij een spanning van 7 V en 0,76 A: Meting zonnepaneel Om de beste overbrengingsverhouding te berekenen, moet de diodefactor van het zonnepaneel gekend zijn. Deze wordt bepaald door het zonnepaneel te schakelen aan een weerstand. Een multimeter

Nadere informatie

Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring

Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring Gasopslag Bergermeer Microseismische monitoring Maandrapportage Januari 2016 Sign. Datum 9-3-2016 Sign. Datum 9-3-2016 T.T. Scherpenhuijsen Author Prepared W.J. Plug Subsurface Team Lead Authorized INHOUD

Nadere informatie

spanning. * Deel het verschil daarvan en deel dat getal door de gewenste stroom om de weerstandswaarde te krijgen.

spanning. * Deel het verschil daarvan en deel dat getal door de gewenste stroom om de weerstandswaarde te krijgen. Weerstand stroombeperking voor LED s Om de stroom door een LED te beperken wordt een weerstand toegepast. Maar hoe hoog moet de waarde van zo n weerstand eigenlijk zijn? In de dagelijkse praktijk wordt

Nadere informatie

HOOFDSTUK VII REGRESSIE ANALYSE

HOOFDSTUK VII REGRESSIE ANALYSE HOOFDSTUK VII REGRESSIE ANALYSE 1 DOEL VAN REGRESSIE ANALYSE De relatie te bestuderen tussen een response variabele en een verzameling verklarende variabelen 1. LINEAIRE REGRESSIE Veronderstel dat gegevens

Nadere informatie

Je weet dat hoe verder je van een lamp verwijderd bent hoe minder licht je ontvangt. Een

Je weet dat hoe verder je van een lamp verwijderd bent hoe minder licht je ontvangt. Een Inhoud Het heelal... 2 Sterren... 3 Herzsprung-Russel-diagram... 4 Het spectrum van sterren... 5 Opgave: Spectraallijnen van een ster... 5 Verschuiving van spectraallijnen... 6 Opgave: dopplerverschuiving...

Nadere informatie

Examen HAVO. wiskunde B (pilot) tijdvak 1 donderdag 24 mei 13.30-16.30 uur. Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage.

Examen HAVO. wiskunde B (pilot) tijdvak 1 donderdag 24 mei 13.30-16.30 uur. Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage. Examen HAVO 202 tijdvak donderdag 24 mei 3.30-6.30 uur wiskunde B (pilot) Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage. Dit examen bestaat uit 9 vragen. Voor dit examen zijn maximaal 82 punten te behalen. Voor

Nadere informatie

Theorie: Snelheid (Herhaling klas 2)

Theorie: Snelheid (Herhaling klas 2) Theorie: Snelheid (Herhaling klas 2) Snelheid en gemiddelde snelheid Met de grootheid snelheid geef je aan welke afstand een voorwerp in een bepaalde tijd aflegt. Over een langere periode is de snelheid

Nadere informatie

De horizontale lijnen geven de normale luchtdruk weer. Boven de horizontale lijn verhoogt de luchtdruk, onder de lijn vermindert de luchtdruk.

De horizontale lijnen geven de normale luchtdruk weer. Boven de horizontale lijn verhoogt de luchtdruk, onder de lijn vermindert de luchtdruk. Audio Introductie Geluid is een trilling van deeltjes, die zich voortplant in lucht of in een ander medium, zoals water. Een andere definitie: geluid is een voortschrijdende verandering van luchtdruk.

Nadere informatie

Klimaatmodellen. Projecties van een toekomstig klimaat. Wiskundige vergelijkingen

Klimaatmodellen. Projecties van een toekomstig klimaat. Wiskundige vergelijkingen Klimaatmodellen Projecties van een toekomstig klimaat Aan de hand van klimaatmodellen kunnen we klimaatveranderingen in het verleden verklaren en een projectie maken van klimaatveranderingen in de toekomst,

Nadere informatie

Roestig land. De Wijstgronden

Roestig land. De Wijstgronden Roestig land De Wijstgronden Verslag van de lezing en excursie van Professor R. T. van Balen en Nico Ettema voor de Werkgroep Geologie en Landschap. Bedafse Bergen, Uden. 10.00-1600 uur. Een mooie herfstdag.

Nadere informatie

Planetaire Samenstanden en Aardbevingen 2014-10-05 door Frank Hoogerbeets

Planetaire Samenstanden en Aardbevingen 2014-10-05 door Frank Hoogerbeets Planetaire Samenstanden en Aardbevingen 2014-10-05 door Frank Hoogerbeets Volgens de gevestigde wetenschap zijn aardbevingen het gevolg van de beweging van tektonische platen, die wordt veroorzaakt door

Nadere informatie

Samenvatting. Weerstand, magnetoweerstand en multilaagjes

Samenvatting. Weerstand, magnetoweerstand en multilaagjes Samenvatting In de wereld om ons heen manifesteert materie zich in voornamelijk drie toestands-fasen, te weten: de gasvormige, vloeibare en vaste fase. In de gasvormige fase zijn de deeltjes, waaruit het

Nadere informatie

Reader oriëntatietechnieken

Reader oriëntatietechnieken Reader oriëntatietechnieken Inhoud 1. Schaal 2. Legenda 3. Coördinatenstelsels 4. Soorten kompassen 5. Declinatiecorrectie 6. Inclinatie 7. Kaart op het noorden leggen 8. Looprichting bepalen 9. Koers

Nadere informatie

Werkbladen voor leerlingen

Werkbladen voor leerlingen Magneetpolen Leerdoel: Begrijpen hoe de positieve en negatieve magnetische polen duw- en trekkrachten kunnen aantonen. 1 1. Noem vijf voorwerpen die een magneet aantrekt. 2. Hoe worden de uiteinden van

Nadere informatie

Cursus Kaart en Kompas

Cursus Kaart en Kompas Cursus Kaart en Kompas sponsored by Introductie Het kompas en de werking ervan is voor sommige mensen nog altijd een soort magie. Het feit dat het kleine naaldje altijd feilloos het noorden weet te vinden

Nadere informatie

HOOFDSTUK 2: Elektrische netwerken

HOOFDSTUK 2: Elektrische netwerken HOOFDSTUK 2: Elektrische netwerken 1. Netwerken en netwerkelementen elektrische netwerken situering brug tussen fysica en informatieverwerkende systemen abstractie maken fysische verschijnselen vb. velden

Nadere informatie

Vrijdag 8 juni, 9.00-12.00 uur

Vrijdag 8 juni, 9.00-12.00 uur EXAMEN HOGER ALGEMEEN VOORTGEZET ONDERWIJS IN 1979 Vrijdag 8 juni, 9.00-12.00 uur NATUURKUNDE Dit examen bestaat uit 4 opgaven ft Deze opgaven zijn vastgesteld door de commissie bedoeld in artikel 24 van

Nadere informatie

Eindexamen aardrijkskunde oud progr vwo 2010 - I

Eindexamen aardrijkskunde oud progr vwo 2010 - I Actieve aarde Opgave 7 Platentektoniek en klimaat Bestudeer bron 1 die bij deze opgave hoort. 1p 25 Welke atlaskaart moet je gebruiken om inzicht te krijgen in de plaattektonische bewegingen vanaf het

Nadere informatie

GEEF STERRENKUNDE DE RUIMTE! SPECTROSCOPISCH ONDERZOEK VAN STERLICHT INTRODUCTIE

GEEF STERRENKUNDE DE RUIMTE! SPECTROSCOPISCH ONDERZOEK VAN STERLICHT INTRODUCTIE LESBRIEF GEEF STERRENKUNDE DE RUIMTE! Deze NOVAlab-oefening gaat over spectroscopisch onderzoek van sterlicht. Het is een vervolg op de lesbrief Onderzoek de Zon. De oefening is bedoeld voor de bovenbouw

Nadere informatie

[Hanssen, 2001] R F Hanssen. Radar Interferometry: Data Interpretation and Error Analysis. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht 2001.

[Hanssen, 2001] R F Hanssen. Radar Interferometry: Data Interpretation and Error Analysis. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht 2001. Hoe werkt het? Beeldvormende radar maakt het mogelijk om dag en nacht, ook in bewolkte omstandigheden, het aardoppervlak waar te nemen vanuit satellieten. De radar zendt duizenden pulsen per seconde uit,

Nadere informatie

Het brachistochroonprobleem van een magneet in een niet-uniform magneetveld

Het brachistochroonprobleem van een magneet in een niet-uniform magneetveld Het brachistochroonprobleem van een magneet in een niet-uniform magneetveld Willem Elbers 5 april 013 Inleiding Het traditionele brachistochroonprobleem betreft de vraag welke weg een object onder invloed

Nadere informatie

Naam: VULKANEN. Vraag 1. Uit welke drie lagen bestaat de aarde? Vraag 2. Hoe dik is de aardkorst gemiddeld?

Naam: VULKANEN. Vraag 1. Uit welke drie lagen bestaat de aarde? Vraag 2. Hoe dik is de aardkorst gemiddeld? Naam: VULKANEN Voordat je begrijpt hoe vulkanen ontstaan, moet je eerst weten hoe de aarde in elkaar zit. De aarde is een bol die uit drie lagen bestaat. De binnenste laag is de kern. De temperatuur is

Nadere informatie

Examen HAVO. Wiskunde B1,2 (nieuwe stijl)

Examen HAVO. Wiskunde B1,2 (nieuwe stijl) Wiskunde B1,2 (nieuwe stijl) Examen HAVO Hoger Algemeen Voortgezet Onderwijs Tijdvak 1 Maandag 27 mei 1.0 16.0 uur 20 02 Voor dit examen zijn maximaal 88 punten te behalen; het examen bestaat uit 19 vragen.

Nadere informatie

Examen HAVO. wiskunde B (pilot) tijdvak 2 woensdag 20 juni 13.30-16.30 uur. Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage.

Examen HAVO. wiskunde B (pilot) tijdvak 2 woensdag 20 juni 13.30-16.30 uur. Bij dit examen hoort een uitwerkbijlage. Eamen HAV 0 tijdvak woensdag 0 juni 3.30-6.30 uur wiskunde B (pilot) Bij dit eamen hoort een uitwerkbijlage.. Dit eamen bestaat uit 0 vragen. Voor dit eamen zijn maimaal 8 punten te behalen. Voor elk vraagnummer

Nadere informatie

Centrale vraagstelling Hoe organiseer je een expeditie naar de Zuidpool om het hitterecord van 55 miljoen jaar geleden te kunnen onderzoeken?

Centrale vraagstelling Hoe organiseer je een expeditie naar de Zuidpool om het hitterecord van 55 miljoen jaar geleden te kunnen onderzoeken? Pagina 1: Opdracht: Op expeditie naar de Zuidpool Leerlingenblad Introductie Je kruipt in de huid van een paleoklimaatonderzoeker die geïnteresseerd is in de warme tijdsperiode van ongeveer 55 miljoen

Nadere informatie

I A (papier in) 10cm 10 cm X

I A (papier in) 10cm 10 cm X Tentamen: Fysica en Medische Fysica 2 Tijd: 15:15-18:00 uur, donderdag 28 mei 2009 Plaats: TenT blok 4 (met bijlage van formules, handrekenmachine is toegestaan) Docent: Dr. K.S.E. Eikema Puntentelling:

Nadere informatie

7 Elektriciteit en magnetisme.

7 Elektriciteit en magnetisme. 7 Elektriciteit en magnetisme. itwerkingen Opgae 7. aantal 6, 0 9,60 0 8 elektronen Opgae 7. aantal,0 0,0 0 A,60 0 s 9,5 0 6 elektronen/s Opgae 7. O-atoom : +8-8 0 O-ion : +8-0 - Lading O-ion - x,6 0-9

Nadere informatie

HOE MAAK JE EEN BEWOONBARE PLANEET? Wat is nodig voor life as we know it?

HOE MAAK JE EEN BEWOONBARE PLANEET? Wat is nodig voor life as we know it? HOE MAAK JE EEN BEWOONBARE PLANEET? Wat is nodig voor life as we know it? KNAG Onderwijsdag 071114 Dr. Bernd Andeweg Aardwetenschappen VU Amsterdam Bernd.andeweg@vu.nl IETS SPECIAALS LEVEN Op Mars niet!

Nadere informatie

TENTAMEN ELEKTROMAGNETISME (8N010)

TENTAMEN ELEKTROMAGNETISME (8N010) TENTAMEN ELEKTROMAGNETISME (8N010) 25 april, 2008, 14.00-17.00 uur Opmerkingen: 1. Dit tentamen bestaat uit 4 vragen met in totaal 18 deelvragen. 2. Het is toegestaan gebruik te maken van bijgeleverd formuleblad

Nadere informatie

Samenvatting. Klassieke! deeltjes. Bosonen

Samenvatting. Klassieke! deeltjes. Bosonen Samenvatting Dit proefschrift gaat over kwantummaterie, oftewel de collectieve gedragingen van een veelheid aan kwantumdeeltjes. In een stukje metaal of legering zitten circa 10 26 atomen die zich meestal

Nadere informatie

Case Simulink EE4- Building a SSV - Team PM1 21 maart 2014

Case Simulink EE4- Building a SSV - Team PM1 21 maart 2014 Case Simulink EE4- Building a SSV - Team PM1 21 maart 2014 Inhoudsopgave Inhoudsopgave... 1 Figurenlijst... 1 Inleiding... 2 Gedrag van het zonnepaneel gekoppeld aan een weerstand... 2 Gedrag van de DC-motor

Nadere informatie

Biofysische Scheikunde: NMR-Spectroscopie

Biofysische Scheikunde: NMR-Spectroscopie Inleiding & Kernmagnetisme Vrije Universiteit Brussel 19 maart 2012 Outline 1 Overzicht en Context 2 3 Outline 1 Overzicht en Context 2 3 Doelstelling Eiwitten (en andere biologische macromoleculen) Functionele

Nadere informatie

Tochttechnieken. Cursus kaart en kompas. Bijlage cursus 5. Door: Maurits Westerik Jong Nederland De Lutte. December 2008.

Tochttechnieken. Cursus kaart en kompas. Bijlage cursus 5. Door: Maurits Westerik Jong Nederland De Lutte. December 2008. Tochttechnieken Cursus kaart en kompas Bijlage cursus 5 Door: Maurits Westerik Jong Nederland De Lutte. December 2008 Met dank aan: Hiking-site.nl Inhoudsopgave 1. Introductie... 3 2. Het bepalen van de

Nadere informatie

FONDS VOOR ARBEIDSONGEVALLEN

FONDS VOOR ARBEIDSONGEVALLEN FONDS VOOR ARBEIDSONGEVALLEN Juli 2014 Statistisch verslag van de arbeidsongevallen van 2013 - Privésector 1 Aanpassing van de formule van de gevolgen van arbeidsongevallen 1.1 EVOLUTIE IN DE OVERDRACHT

Nadere informatie