Análisis detallado de las propiedades magnéticas en

UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID

Máster en Geofísica y Meteorología

Curso 2014/15

Análisis detallado de las propiedades

magnéticas en sedimentos de la

transición Younger-Dryas en la

Península Ibérica

Alumna: Mercedes Rivero Montero

Dirigido por: Fátima Martín Hernández

Mario Morellón Marteles

ANÁLISIS DE LAS PROPIEDADES MAGNÉTICAS EN SEDIMENTOS DEL YOUNGER-DRYAS M. Rivero

1

ÍNDICE

RESUMEN .................................................................................................................................... 2

1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................. 2

1.1 El enfriamiento del Dryas Reciente (Younger Dryas): la hipótesis de impacto ............... 2

1.2 El límite K/T como referente registro de un impacto meteorítico .................................... 3

1.3 Registro del Dryas Reciente en los sedimentos del lago de Sanabria y del lago de

Estanya: marco geológico.. .............................................................................................. 4

2. MATERIAL Y MÉTODOS ................................................................................................... 8

2.1 Ciclo de histéresis ............................................................................................................. 8

2.2 Parámetros de remanencia ................................................................................................ 9

2.3 Espectros de coercitividad magnética .............................................................................. 9

2.4 Estado de dominios ........................................................................................................ 10

2.5 Contenido de cationes de la mineralogía no magnética ................................................. 10

3. RESULTADOS ................................................................................................................... 11

3.1 Ciclo de histéresis ........................................................................................................... 11

3.2 Parámetros de remanencia .............................................................................................. 14

3.3 Espectros de coercitividad magnética ............................................................................ 15

3.4 Estado de dominios ........................................................................................................ 16

3.5 Contenido de cationes de la mineralogía no magnética ................................................. 17

4. DISCUSIÓN ....................................................................................................................... 19

5. CONCLUSIONES S ............................................................................................................ 21

AGRADECIMIENTOS .............................................................................................................. 22

REFERENCIAS .......................................................................................................................... 22


2

RESUMEN Se han analizado un amplio conjunto de muestras correspondientes al lago de Sanabria,

identificando así sus componentes magnéticas, permitiendo interpretar y localizar la ubicación

del Younger Dryas y sus posibles causas. También se han analizado más livianamente las

propiedades magnéticas de las muestras del lago de Estanya. Se ha prestado especial atención a

las propiedades magnéticas que se pueden considerar indicadores de impactos meteoríticos en

otros periodos como el límite K/T. Los datos revelan un fuerte forzamiento climático de la señal

magnética, un valor reducido de la imanación de saturación en el periodo glaciar Pleistoceno,

una aumento en el receso glaciar producido hasta 13000 años y una disminución posterior hasta

el Younger Dryas. Un análisis detallado del las muestras del inicio del Dryas reciente muestra

una disminución de la coercividad de remanencia y el campo medio destructivo (B1/2) derivado

de una modelización del espectro de coercitividades. Los resultados no descartan la hipótesis de

un impacto como desencadenante del YD.

1. INTRODUCCIÓN

1.1. El enfriamiento del Dryas Reciente (Younger Dryas): la hipótesis

de impacto

El Dryas Reciente (Younger Dryas) fue una breve fase anómala de enfriamiento climático

a finales del Pleistoceno, hace entre 11.500 y 12.700 años entre dos periodos glaciales. Este

enfriamiento significó un rápido regreso a las condiciones glaciares en las latitudes más altas del

hemisferio Norte contrastando con el calentamiento y consiguiente deshielo inmediatamente

anterior. Durante este tiempo se señalan para Groenlandia temperaturas 15ºC inferiores a las

actuales, en las islas británicas las condiciones periglaciares prevalecían en las tierras bajas y los

glaciares en las tierras altas, los bosques escandinavos fueron sustituidos por una tundra glacial

y también se han calculado aumentos de glaciares y nieve en las montañas de muchos lugares

del mundo (Alley et al., 1993). Desde entonces, no ha habido ningún periodo de cambio

climático abrupto tan grande, extendido o rápido.

La teoría más extendida sobre el origen de este repentino enfriamiento señala como

determinante la reducción significativa o parada total de la circulación termohalina del Atlántico

Norte debido a un flujo repentino de agua dulce (Broecker, 2006). El clima global se habría

quedado atrapado en este estado hasta que la glaciación paró el flujo de agua dulce procedente

del lago Agassiz y del deshielo de manto glaciar Laurentino de Norteamérica, pero la evidencia

geológica para tal evento es por ahora insuficiente (Broecker, 2006). Por otra parte las

glaciaciones anteriores probablemente no tuvieron eventos similares al Dryas Reciente, lo que

sugiere que el mecanismo que lo provocó, tiene un componente de azar (Berger, 1990).


3

Firestone et al. (2007) defienden que un impacto extraterrestre, ocurrido hace 12.900

años en América del Norte, contribuyó a la extinción de la megafauna y al enfriamiento Dryas

Reciente y la desaparición de la cultura Clovis en Norteamérica. Aunque esta hipótesis fue

fuertemente cuestionada (Pinter et al, 2011; van Hoesse et al., 2013), recientemente han

aparecido estudios que muestran nuevas evidencias de un impacto cósmico hace 12.800 años en

Norteamérica (Mahaney et al., 2013; Israede-Alcántara et al., 2012; Wittke et al., 2013).

En agosto 2014 se publica un

artículo en Journal of Geology

(Kinzie et al., 2014) en el que

investigadores independientes de 22

universidades analiza la distribución

de nano-diamantes producidos

durante las colisiones extraterrestres

en 50 millones de kilómetros

cuadrados a través de cuatro

continentes (Figura 1), concluyendo

que los datos apoyan firmemente la

evidencia de un gran evento cósmico

de impacto hace 12.800 años pues

identifican de manera concluyente

una capa fina, sobre todo en América del Norte y Europa Occidental, que contienen un rico

conjunto de nanodiamantes, la producción de la que sólo puede explicarse por el impacto

cósmico. En esa capa se han encontrado materiales vítreos y metálicos formados a temperaturas

superiores a 2.200 grados centígrados, lo que no podría haber resultado de los incendios

forestales, el vulcanismo o flujo de meteoritos, únicamente cabe explicarlo por los efectos de un

impacto cósmico. Los autores de este trabajo admiten que su hipótesis desafía algunos

paradigmas existentes dentro de varias disciplinas, incluyendo la dinámica de impacto, la

arqueología, la paleontología, la paleoceanografía y paleoclimatología, todas afectadas por este

impacto cósmico relativamente reciente, pero la últimas dataciones de los yacimientos resuelven

la controversia sobre la edad que este trabajo ha suscitado (Kennett et al., 2015).

1.2. El límite K/T como referente registro de un impacto meteorítico La denominada “hipótesis impactista” relaciona la presencia de una fina capa de

sedimentos de altos niveles de iridio, situada en el límite entre los períodos Cretácico y

Terciario, con un impacto meteorítico y con la consiguiente extinción de numerosas especies

incluyendo la conocida extinción de los dinosaurios (Álvarez et al., 1980).

Se conocen en el mundo más de 350 localidades en las que se ha podido analizar y datar

con precisión el límite K/T. Además de esa concentración excesivamente elevada de iridio

(Álvarez et al., 1982), se han señalado otras anomalías para identificar la posición de ese límite,

como son las esférulas vítreas (microtectitas), los minerales exóticos sintetizados a partir de los

metales del asteroide (como espinelas ricas en níquel), y los minerales con huellas de

metamorfismo de impacto (cuarzos de choque), entre otros (Arz et al., 2012).

Figura 1. Área estimada de distribución de nanodiamantes

como consecuencia de un impacto cósmico hace 12.800

años. Los números y letras indican la localización del

yacimiento de acuerdo al estudio de Kinzie et al. , 2014.


4

En distintos yacimientos estudiados los sedimentos que definen la capa del límite K/T

presentan propiedades magnéticas que los diferencian de los materiales infra y suprayacentes, y

que por lo tanto existe una “firma” magnética del límite K/T. dicha firma se caracteriza por un

aumento de la susceptibilidad a bajo campo o susceptibilidad inicial y de la imanación isoterma

de saturación (SIRM siglas en inglés de Isothermal Remanent Magnetization), y en una

disminución de la coercitividad de la remanencia (Hcr). Los minerales responsables de estas

propiedades parece ser magnetita oxidada y/o espinelas ricas en níquel y magnesio (Villasante-

Marcos et al., 2007; Villasante et al., 2010; Villasante-Marcos, 2015).

El registro sedimentario en España presenta buenos ejemplos de secuencias sedimentarias

relativamente continuas del límite K/T tales como las secciones de Agost, en Alicante, Caravaca

en Murcia, y Zumaya en la zona del Golfo de Vizcaya (Díaz Martínez, 2004).

El hecho de reconocer y observar esférulas ricas en hierro en el registro del Dryas

Reciente (Wu et al, 2013; Israde-Alcántara et al., 2013) hace que este trabajo tome como

modelo los resultados de propiedades en el límite K/T y analizar si también existen evidencias

magnéticas del Dryas Reciente en los sedimentos del lago de Sanabria (Zamora) con un

muestreo prácticamente continuo, y también una comparación con sedimentos coetáneos lago de

Estanya (Huesca).

1.3. Registro del Dryas Reciente en los sedimentos del lago de Sanabria

y del lago de Estanya: marco geológico. El lago de Sanabria se encuentra en el sector noroccidental de la Península Ibérica, en la

comunidad autónoma de Castilla y León, en el noroeste de la provincia de Zamora, muy cercano

al límite con Galicia (Latitud: 42º07’30’’N, Longitud: 06º43’00’’O; 1000 m s.n.m.) (Figura 2).

Figura 2. Ubicación del lago de Sanabria en la Península Ibérica.


5

El lago está situado en el Parque Natural del Lago de Sanabria, al sur de la Sierra de

Cabrera (2029 msnm y en las estribaciones orientales de la Cordillera Segundera (2127 msnm).

El lago de Sanabria es el mayor lago de origen glaciar de la península Ibérica, tiene una longitud

máxima de 3,16 km W a E, a lo largo del valle fluvial pre-glacial, una anchura máxima de 1,53

km, y un volumen de 96 Hm3, ocupa una extensión de 368 ha y su profundidad máxima se cifra

en 53 m (Jambrina et al., 2014). La batimetría del lago muestra dos subcuencas sobre excavadas

(de 53 y 45 m –E-W), separadas por una cresta de 20 m por debajo de la superficie del agua

(Vega et al., 2005) (Figura 3).

Geológicamente se localiza en el antiforme “Ollo de Sapo”, estructura que separa la

zona “Astur-Occidental-Leonesa” de la zona “Centro Ibérica” del Macizo Ibérico. La cuenca se

compone principalmente de rocas graníticas (gneis, granitos y granodiorita), cubiertos

localmente por depósitos glaciares del Cuaternario (Vera, 2004; Rodríguez-Rodríguez et al.,

2011).

La cuenca hidrográfica sobre la que se asienta ocupa una extensión de 127,3 Km2 (Vega

y Aldasoro, 1994), abarca los cursos de los ríos Tera, Segundera y Cabrera, y está formada por

materiales del Paleozoico y Precámbrico recubiertos por depósitos glaciares y fluviales

cuaternarios (Figura 3). Es un lago hidrológicamente abierto con una elevada tasa de renovación

con un tiempo de residencia de 5 a 9 meses (de Hoyos y Comín, 1999). Su balance hídrico está

controlado por el caudal del río Tera y por el régimen de precipitaciones. El clima está

condicionado por los sistemas frontales del Atlántico y en consecuencia el régimen

pluviométrico se encuentra estrechamente relacionado con la Oscilación del Atlántico Norte

(NAO) (de Hoyos, 1996).

Figura 3. A) Situación Geográfica, B) Situación Geológica, C) Cuenca Hidrológica

del Lago de Sanabria, D) Mapa batimétrico (de Jambrina et al, 2005).


6

La formación de la cuenca del lago tuvo lugar durante el último periodo glacial con la

unión de tres lenguas glaciares (valle del Tera, Segundera y Cárdena) y con la posterior retirada

y fusión de las mismas (Vega y Aldasoro, 1994). Esto dio lugar a un lago proglacial cerrado por

un complejo morrénico terminal. El lago presenta una morfología alargada en sentido O-E, con

dos cubetas (coincidiendo con las áreas de máxima acumulación de hielo): la occidental con

46 m de profundidad y la oriental con 50 m, separadas por un umbral (Aldasoro et al., 2005)

(Figura 3D). El Lago de Sanabria es un lago monomíctico y holomícticos, es decir, que sus

aguas se mezclan una vez al año, por causa de las variaciones de la temperatura, de modo

homogéneo en un perfil vertical sin un gradiente de densidad, por lo que cabe considerar idóneo

para este estudio de propiedades globales porque la estratificación del sedimento no está

afectada por variaciones anuales. Dada la baja solubilidad y la naturaleza de las rocas que

forman el substrato, presenta aguas con bajo contenido mineral (conductividad 14,5-14,9 μS) y

ligeramente ácidas (pH 6,2-6,5) (De Hoyos y Comín, 1999).

Numerosas pruebas geomorfológicas y de datación absoluta en la región de Sanabria

(Jiménez-Sánchez y Arquer, 2002) muestran evidencias del desarrollo de una extensa capa de

hielo en las montañas del macizo de Trevinca, que cubría más de 440 km2 en el momento de

mayor extensión del hielo y los glaciares de valle se extenderían ladera abajo hasta los 1000 m

de altitud.

Hace unos 26.000 años ya se había desarrollado un lago proglacial en la cubeta de

Sanabria, lo cual demuestra que el comienzo de la deglaciación en las montañas sanabresas

ocurrió antes de la época que los científicos conocen como Último Máximo Glacial, cuando los

casquetes de hielo continentales alcanzaron su máxima extensión, hace unos 20.000 años, lo que

concuerda con los datos de otros glaciares alpinos en las montañas del sur de Europa. Hace unos

13.000 años los glaciares ya se habían retirado de la cuenca del río Tera, a la que pertenece el

lago, y hace unos 11.200 se habían retirado ya de las zonas altas de la montaña y dejó de existir

la influencia glaciar en el lago de Sanabria (Jambrina et al., 2014).

El estudio de los sedimentos ha permitido identificar 12 capas de lodos durante el

Holoceno (la época geológica actual, que comenzó hace 11.700 años), asociadas a grandes

inundaciones del río Tera y que se corresponden con eventos fríos y húmedos del Atlántico, lo

cual evidencia el control que ejerce el océano sobre el clima del noroeste ibérico (Jambrina et

al., 2014). La naturaleza geoquímica de estas capas se distingue perfectamente de la capa de

arenas y limos depositada en toda la cuenca en 1959 como consecuencia de la rotura de la presa

de Vega de Tera.

En muestras de sedimentos del fondo del Lago de Sanabria se identifica la deposición

de una capa clástica con un bajo contenido orgánico y biogénico de sílice que constituye un

evento destacado en la evolución del Lago de Sanabria y se interpreta como una reactivación del

glaciar Tera que ocurrió hace unos 12.850 y es coherente con otros avances de los glaciares en

los Alpes y los Pirineos. Después de la sedimentación de esta capa de clastos gruesos, se aprecia

una secuencia de estructura doble coincidente con el Dryas Reciente, la primera muestra la

deposición de sedimentos orgánicos finos que sugiere que la influencia de los glaciares en el

lago seguía siendo significativa pues las asociaciones de diatomeas muestran un aumento en

Alacoseira subborealis (mejor adaptada a poca luz y ambientes turbios) respecto a Alacoseira

valida. La segunda etapa se caracteriza por una disminución en el contenido orgánico y más alto

contenido BioSi lo que se interpreta como menor influencia de los glaciares en el lago. La

concentración de diatomeas, dominado por A. subborealis, alcanzó los valores más altos en toda


7

la secuencia lo que marca el inicio de enriquecimiento de nutrientes en sistemas oligotróficos

(Jambrina et al., 2014). Los valores más altos de Si/Ti y BioSi son indicativos de la rápida

evolución de las diatomeas y el contenido de materia orgánica sugieren condiciones subóxicas

más frecuentes en los sedimentos. Por el contrario, las tasas totales de acumulación de

diatomeas en las tierras altas (Laguna de la Roya) disminuyó durante el Dryas Reciente como

un efecto de la reducción de la temporada sin hielo (Muñoz Sobrino et al., 2013).

Los sedimentos analizados en el lago de Sanabria son coincidentes tanto con muy

diversos paleodatos como con los modelos, e indican un período de frío durante el inicio de

Dryas Reciente, seguido por condiciones menos frías, relacionado con los cambios y la

intensidad de los vientos del Oeste latitudinales. La susceptibilidad magnética ya ha sido

reportada en sedimentos del lago de Sanabria, aunque con el único objeto de derminar tiempos

de la declaciación (Jambrina-Enríquez, et al., 2014) y los mecanismos de transporte de

sedimentos al lago (Borruel-Abadía et al., 2015).

Por su parte el lago de Estanya (42°02' N, 0°32' E; 670 m.s.n.m.) es un lago endorreico

dentro de un complejo kárstico situado en los Pre-Pirineos Centrales, en las proximidades de

Benabarre (Huesca) (Figura 4A). El lago es oligotrófico, con aguas salobres y monomíctico, con

estratificación termal y anoxia en el hipolimnion en época estival (Ávila et al., 1984). Se ubica

en el borde sur de las Sierras Exteriores pirenaicas donde afloran litologías carbonatadas y

evaporitas triásicas (Muschelkalk y Keuper) que han favorecido la actividad kárstica y el

desarrollo de poljes y dolinas de pequeñas dimensiones. El lago de Estanya (Estanque Grande

de Abajo en la figura 4B) corresponde a una dolina de colapso de tipo uvala, formada por la

coalescencia de dos subcuencas (Figura 4C) con profundidades máximas de 12 m (NW) y 20 m

(SE), separadas por un umbral, actualmente cubierto por una lámina de agua de 2 ó 3 m. El

registro sedimentario de Estanya está caracterizado por cambios abruptos de facies

sedimentarias, controlados

por fluctuaciones en la

salinidad, los aportes

detríticos y la productividad

orgánica, y que reflejan a su

vez una gran variabilidad

hidrológica a lo largo de los

últimos 21.000 años; El

Tardiglaciar y, especialmente,

el MI (17.500 – 14.500 años

cal. BP), el YD (13.300 –

11.600 años cal. BP) y la

transición al Holoceno

(11.600 – 9.400 años cal. BP)

se caracterizan por una mayor

aridez, con condiciones

someras, alta salinidad y baja

productividad orgánica

(Morellón et al., 2009).

Figura 4. A: Mapa geológico del sector central-oriental de los

Pirineos. B: Mapa geológico de la cuenca hidrológica del lago de

Estanya. C: Batimetría del Lago de Estanya (de Morellón et al.,

2009)


8

2. MATERIAL Y MÉTODOS Se ha realizado un exhaustivo muestreo de los sedimentos del lago de Sanabria a partir

de testigos de sedimentos pertenecientes a la colección del IPE (Instituto Pirenaico de Ecología).

En concreto, se han recogido muestras de forma discreta cada 0.5 cm en un período que abarca

desde el 14.4 Ka hasta el 11.4 Ka con un total de 120 muestras dentro del Pleistoceno tardío

hasta el Holoceno medio. El período 14.4 Ka-14.2 Ka es considerado un periodo de avance

glaciar con una ligera recuperación climática hasta el 13.4 Ka. Un avance glaciar se produce

desde el 13 Ka hasta el Younger Dryas (Jambrina-Enriquez et al., 2014).

Además, se han recogido 75 muestras pertenecientes a sedimentos del lago de Estanya,

que abarcan el período que comprende 12.3 Ka hasta 12.4 Ka

Las muestras que se analizan fueron extraídas de un testigo cada 5 milímetros e

introducidas en una capsula de gelatina, similares en tamaño, a las medicinales. Para evitar el

deterioro de las cápsulas debido a la humedad, las muestras se conservaron a temperaturas de -

5ºC En el momento de realizar las medidas, las muestras sin embargo, ya se encontraban a

temperatura ambiente. Algunas de las muestras del lago de Sanabria habían sido pesadas con

anterioridad, sin embargo unas 60 muestras del lago de Sanabria y todas las muestras del lago

Estanya fueron pesadas en una báscula de alta precisión, que se encuentra en el laboratorio de

Paleomagnetismo de la UCM. También cabe señalar que, debido a su alto grado de degradación,

algunas cápsulas tuvieron que ser re-encapsuladas, para su posterior análisis.

2.1 Ciclo de histéresis Las curvas de histéresis es la relación que existe entre el campo aplicado y la imanación

obtenida, que para minerales ferromagnéticos (s.l.) es una relación no lineal. Representan la

suma de todos los granos magnéticos que contribuyen en la muestra así como el aumento de

imanación inducida en minerales paramagnéticos y diamagnéticos. En ocasiones, se puede

determinar el tipo de fases magnéticas, el número de las mismas y/o los estados de dominio

observando las formas de estas curvas (Butler, 1992).

Se han realizado medidas de histéresis

en todas las muestras en un Coercivity

Spectrometer J-meter diseñado y

comercializado por la Universidad de Kazán

(Jasonov et al, 1998) hasta un campo de 0.5 T

(Figura 5). Debido a la baja proporción de

minerales magnéticos el proceso se repite

nueve veces para cada una de las muestras de

manera continua, obteniendo así una media del

ciclo de histéresis. También, debido a que las

muestras son débiles, magnéticamente

hablando, antes de empezar a medir se analiza

el portamuestras (HOLDER) para evitar

contaminación de minerales magnéticos

incrustados, pertenecientes a otros estudios o

bien contaminación ambiental en el mismo.

Figura 5 : Coercivity Spectrometer J-meter que se

encuentra en el laboratorio de paleomagnetismo

de la UCM.


9

Para el cálculo de los ciclos de histéresis y los parámetros derivados de éste se ha

utilizado un software de Matlab desarrollado en el grupo de Paleomagnetismo UCM.

Obteniéndose así los parámetros de imanación de saturación (Ms) e imanación remanente (Mr)

así como campo coercitivo (Hc) (Dunlop y Özdemir, 1997). Estos parámetros se han obtenido

tras calcular y sustraer al ciclo la llamada susceptibilidad paramagnética (Kpara) o pendiente de la

curva de imanación en función del campo aplicado tras la saturación de los minerales

ferromagnéticos (Butler, 1992). Además, la curva de imanación inicial permite el cálculo de la

susceptibilidad inicial (Kint) como pendiente de la curva a campos bajos (0-30 A/m), área del

transecto de imanación dominado por los minerales ferromagnéticos.

2.2. Parámetros de remanencia Los parámetros de remanencias utilizados en este trabajo son la remanencia isotérmica

IRM (Isothermal Remanent Magnetization) y su valor de saturación en el máximo campo

aplicado o SIRM (Saturation isothermal Remanent Magnetization) y la magnetización

remanente isotérmica en campo inverso o Back-Field SIRM que es la remanecia adquirida

cuando tras saturar la muestra se invierte el campo aplicado y vuelve a imanar en la dirección

opuesta.

Al someter la muestra a un campo magnético, se crea una magnetización inducida; tras

retirar el campo externo aplicado, las partículas ferromagnéticas tendrán momentos magnéticos

permanentes diferentes de cero dando lugar a una propiedad macroscópica denominada

remanencia o magnetización remanente, que tendrá un modelo de adquisición diferente

dependiendo de las características de las muestras y del campo aplicado. Una remanencia

obtenida por la exposición a un campo a temperatura ambiente es una IRM y si el campo usado

es suficiente para alcanzar la saturación se denomina SIRM (Evans y Heller, 2003).

Se han realizado medidas de la adquisición de la IRM, que permiten identificar la

mineralogía magnética y la SIRM, y medidas de desimanación por campos estáticos en

dirección opuesta (Back – field IRM) que determinan la coercitividad de remanencia (Hcr).

Además, la forma de la curva IRM puede ser usada también para inferir propiedades magnéticas

como la naturaleza de los minerales magnéticos o su estado de dominios.

2.3. Espectros de coercitividad magnética Una técnica ampliamente utilizada en ámbitos como el magnetismo ambienta,

modelizar la deriva de la curva de adquisición de la IRM con una serie de distribuciones

estadísticas de la coercitividad. Existen diferentes métodos para la modelización, sin embargo el

más utilizado es el que utiliza una suma de distribuciones simétricas log-normal de la

coercitividad (Kruiver et al, 2001), junto con su software asociado. Aunque en algunas

ocasiones presentan alguna limitación, para una aproximación de primer orden, son de gran

utilidad (Evans and Heller, 2003).

El programa utilizado simula la imanación remanente de la IRM como una suma lineal

de imanaciones, asociada a una población magnética con coercitividad según una distribución

log-normal. Cada componente magnética consta de tres parámetros: el primero, SIRM, que

representa el área de la distribución (la IRM de la fase que contribuye); un segundo parámetro,


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B1/2, que indica la coercitividad media de la fase que contribuye, que se trata del campo al que

se alcanza la mitad de la SIRM; y por último, DP (el ancho de la distribución), parámetro de

dispersión dado por una desviación estándar de la distribución logarítmica.

El programa permite añadir hasta seis componentes diferentes. En este caso solo se ha

utilizado una única componente que es capaz de modelar el 97% de la coercitividad. Un estudio

piloto más detallado indica la necesidad de ajustar el 100% de la curva con una componente

adicional de baja coercitividad (0-5mT), rango en el que los efectos de activación térmica de las

partículas magnéticas y la indeterminación del campo aplicado hace poco fiable el significado

físico de la componente de muy baja coercitividad por lo que se ha excluido del análisis en masa

(Heslop et al, 2004).

2.4. Estado de dominios Un resumen del estado de dominios habitual en estudios de paleomagnetismo y

magnetismo de rocas se realiza a partir del así llamado diagrama de Day. Propuesto inicialmente

por Day en 1977 (Day et al., 1977), para magnetita y titanomagnetita clasifica el estado de

dominio de las partículas magnéticas en función de la zona del diagrama donde se sitúan los

ratios de coercitividades (Hcr/Hc) en función del ratio de imanaciones (Mr/Ms). En este

diagrama se clasifican el comportamiento de las partículas en monodominio (SD), multidominio

(MD) y pseudomonodominios (PSD), apareciendo posteriormente una modificación que

propone la presencia de mezclas entre partículas monodominio y multidominio en una sola

muestra (Dunlop, 2002).

2.5 Contenido de cationes de la mineralogía no magnética Con la intención de correlacionar los minerales magnéticos con el contenido de algunos

cationes como Fe, Mn y Ti, se ha compilado la concentración de los mismos para sedimentos

del mismo testigo analizado en el lago de Sanábria. Estos datos de la proporción de Fe, Mn y Ti

han sido proporcionados por la Dra. M. Jambrina de la Universidad de Salamanca y presentados

en Jambrina-Enriquez et al., (2014).

Se estudia la variación de la concentración de éstos en relación a la profundidad, así

como la relación del porcentaje de Fe, Mn y Ti con el SIRM y Hcr.

Por tanto, con los resultados obtenidos, tanto en este apartado como en los anteriores, se

podrá concluir si el cambio climático, acusado a esta esta edad (entre 11.500 y 12.700 años), fue

gradual o si por el contrario, fue un cambio brusco asociado al impacto de un meteorito con la

Tierra.


11

3. RESULTADOS

3.1. Ciclo de histéresis

Como resultado del análisis de las 195 muestras se han obtenido los resultados que se

incluyen en las tablas 1 y 2 que aparecen en el ANEXO .

Con referencia al lago de Sanabria cabe señalar que las muestras tienes un bajo ratio de

señal/ruido, por lo tanto ha sido necesario realizar un “stacking” de la señal promediando la

medida sobre nueve ciclos. Además, las muestras de profundidades 679.5, 681, 682.5, 692.5,

697, 697.5, 719, 727, 727.5, 730.5 y 734 cm eran ruidosas se han descartado. Un típico ciclo

de histéresis puede encontrarse en la Figura . Las medidas están caracterizadas por una señal

muy ruidosa y tras la sustracción paramagnética solamente aparece un débil ciclo (Figura 6A).

Se han analizado las variaciones de los parámetros de Ms, Mr, Hc, Hcr, Mr/Ms, Hcr/Hc,

Kpara y Kint , en relación a la en profundidad (véanse en las figuras de la 7 a la 10). Las

medidas de remanencia (Ms y Mr) presentan valores homogéneos sin grandes variaciones con

un valor medio de Ms=(5.540.27) 10-3

Am2/Kg y =(28.20.18) 10

-4 Am

2/Kg. No aparecen

valores anómalos con la excepción de las muestras excluidas por su alto ruido. En cuanto a las

medidas de coercitividad, los valores están bien constreñidos y muestras baja variabilidad con

un valor medio de Hc= 7.160.27 mT. Sin embargo, la baja intensidad de la señal hace este

parámetro poco recomendable para observar variaciones significativas en las propiedades

magnéticas. La coercitividad de la remanencia, más apropiada para este propósito tampoco

muestras variaciones abruptas, con un valor de 37.270.38 mT.

Se estima que el Younger Dryas se encuentra aproximadamente sobre los 712 cm de

profundidad en el registro sedimentario extraído en el lago de Sanabria, que correspondería a

una edad de 12917 años (Tabla 1, ANEXO). Los valores de Ms y Mr en profundidad se pueden

resumir en la Figura 7. El comportamiento es similar, aunque los valores de Ms describen mejor

el fuerte forzamiento climático de la señal (Figura 7a). Los valores de Ms permanecen

constantes hasta 13.4 Ka, durante el período glaciar, sufriendo un aumento que culmina en 13

Ka, con la reactivación glaciar disminuyendo hasta el momento del calentamiento del Dryas

reciente. A partir de ese momento y hasta unos 12.7 Ka existe una disminución de la señal que

luego aumenta ligerísimamente hasta 12.5 Ka tendiendo ya una valor promedio constante. La

curva de Mr es similar en tendencia aunque mucho más ruidosa (Figura 7b).

Figura 6: Medidas específicas derivas del “Coercivity Meter” para la muestra SAN1140. (A) Típico

ciclo de histéresis (curva negra) y ciclo corregido por contribución paramagnética tras la sustracción de

la susceptibilidad debida a minerales linearmente dependientes con el campo (curva roja) y (B) curva

de adquisición de la IRM y consiguiente desimanación por campos directos (Back-field SIRM).


12

Figura 7: Diagrama que relaciona (A) Ms y (B) Mr, de las muestras del lago de Sanabria, en relación

a la edad. El punto rojo de color rojo marca la posición estimada para el Younger Dryas(12916 años).

A B

Figura 8: Diagrama que relaciona (A) Hc y (B) Hcr, de las muestras del lago de Sanabria, en relación

a la edad. El punto de color rojo marca la posición estimada para el Younger Dryas(12916 años).

A B


13

Figura 9: Diagrama que relaciona (A) K inicial y (B) K para, de las muestras del lago de Sanabria, en

relación a la edad. El punto de color rojo marca la posición estimada para el YD (12916 años).

A B

Figura 10: Diagrama que relaciona (A) Mr/Ms y (B) Hcr/Hc, de las muestras del lago de Sanabria, en

relación a la edad. En punto de color rojo marca la posición estimada para el Younger Dryas

(12916años).

A B


14

La variación de coercitividad en profundidad no revela grandes variaciones con la

excepción de una drástica disminución en 12.3 y 11.9 Ka (Figura 8a). La coercitividad de la

remanencia muestra valores bastante homogéneos con la excepción de una brusca disminución

en 11.9 y una ligera disminución en la muestra al inicio del Younger Dryas (Figura 8b).

La susceptibilidad inicial o susceptibilidad a bajo campo, es un indicador del contenido

de minerales magnéticos y muestra un comportamiento similar al encontrado en Ms (Figura 9a).

Durante el periodo glacial G1, el valor de Kini es prácticamente constante y se produce una

abrupto aumento en 13.4 Ka (Figura 9a). A partir de ese momento, y tras el retroceso de los

glacieres, aumenta hasta los 13 Ka, momento en que disminuye hasta el YD. Los valores de la

susceptibilidad paramagnética son un fiel reflejo de los cambios litológicos y como tal, sus

aumentos y disminuciones estás controladas por el forzamiento climático del aporte detrítico al

lago (Figura 9b).

Las magnitudes que describen ratios de remanencia (Figura 10a) y coercitividad (Figura 10b),

sin embargo, no producen variaciones relevantes en profundidad.

3.2. Parámetros de remanencia

Se ha estudiado el comportamiento en profundidad del campo máximo aplicado (SIRM

a 500 mT) (Figura 11a). También se ha analizado en relación a la profundidad el Ratio S, que se

define como [(SIRM(500) – SIRM(300)) / (SIRM(500)] que cuantifica la cantidad de minerales

de alta coercitividad (Figura 11 B). Igual que en las gráficas anteriores se ha identifica con una

estrella roja donde cabe esperar el YD.

A B

Figura 11: Diagrama que relaciona (A) SIRM (500) y (B) Ratio S, de las muestras del lago de

Sanabria, en relación a la edad. El punto de color rojo marca la posición estimada para el Younger

Dryas (12916 años).


15

Tanto la remanencia total (Figura 11 A) como la fracción de alta coercitividad (Figura

11 B) experimentan un cambio de tendencia a 12900 años, que en el apartado anterior se

interpretó como el Younger Dryas (muestras de 710 a 712.5) lo que sigue apoyando la teoría de

un cambio en el registro sedimentario.

Se ha analizado la magnetización remanente isotérmica (IRM) de las muestras 712,

712.5 y 713 zona en el que se esperaba encontrar una mayor concentración de minerales

magnéticos que corresponda al YD, así como de una muestra cualquiera del resto del registro

sedimentario, en este caso fue analizada la muestra 680.5 del lago de Sanabria. (Véase en la

figura 8 del ANEXO I).

En este apartado se analizó también la relación entre el Hcr-SIRM y Kinicial-SIRM

(Figura 12). De este estudio se puede determinar que la mayoría de los resultados se encuentran

agrupados.

3.3. Espectros de coercitividad magnética

Se ha modelizado la deriva de la curva de adquisición de la IRM por el método propuesto

por Kruiver et al. (2001), junto con su software asociado ya explicado en el apartado 2.3 de este

trabajo. Se ha obtenido la tabla 3 del ANEXO, cabe destacar que las muestras de 12053 y 12690

años no se han podido analizar por su dispersión en la gráfica (Figuras 2 y 3 del ANEXO).

Figura 12: Diagrama que relaciona (A) Hcr y (B) K inicial, de las muestras del lago de Sanabria, con

SIRM.. En ambos se ha marcado con color azul el conjunto de todas las muestras, con color verde las

muestras de la zona donde se estima el Younger Dryas (12815-12940 años) y con un punto rojo la

muestra que pertenece a una edad 12916 años.

A B

A B C

Figura 13: diagrama que relaciona (A) SIRM, (B) B1/2 (con barras de error) y (C) DP, de las muestra

del lago de Sanabria, con edad. El punto de color rojo marca la posición estimada para el Younger

Dryas (12916 años).


16

Se han representado gráficamente los parámetros adquiridos del estudio de la

coercitividad (SIRM, B1/2 y DP) en relación con la edad, Figura 13.

Estudiando más detenidamente estos parámetros de la zona asociada al YD (Figura 12),

se observa que el B1/2 en la muestra de 12916 años, tiene un valor inferior a las demás muestras

de la zona. Un análisis detallado de la curva de adquisición de la IRM revela un

comportamiento similar a alto campo, ya observado en el parámetro S (Figura 11B).

En conclusión en este apartado se vuelve a deducir, que sí se produjo un cambio en la

sedimentología hace algo más de 12000 años, pero no puede determinar la causa de este

periodo.

3.4 Estado de dominios Magnéticos

Para el estudio de los dominios magnéticos se han representado los valores de las

muestras que se extrajeron del lago de Sanabria en el diagrama de Day (Figura 14).

Las muestras se encuentran dispersas entre un rango pseudomonodominio y

multidominio. Centrándose en el registro en donde se considera que está el Younger Dryas, las

muestras pertenecerían a la zona de pseudomonodominio, ligeramente más cercanas a la región

de multidominio que a la de monodomínio.

Figura 14: Diagrama de Day de muestras del lago de Sanabria. Se marca con color azul el

conjunto de todas las muestras, con color verde las muestras de la zona donde se estima el

Younger Dryas (12815-12940 años) y con un punto rojo la muestra que pertenece a una edad

12916 años. Las zonas rectangulares marcan el estado de dominio. Las curvas negra, azul y roja

son las de mezcla teóricas (Dunlop, 2002).


17

3.5 Contenido de cationes de la mineralogía no magnética.

Con ayuda de los datos s de FRX (Ti, Mn, Fe) SAN04-3A-1K (Lago de Sanabria,

Zamora) facilitados por el la Dr. Margarita Jambrina Enríquez y presentados en Jambrina-

Enriquez et al., (2014), (tabla 4, ANEXO)se han establecido la relación entre la proporción de

Ti, Mn y Fe con respecto a la edad (véase en la Figura 15, en donde se señala con una estrella

roja donde cabe esperar el Younger Dryas).

Al analizar la gráfica que corresponde al Mn se ve un aumento en la zona en la que, a lo

largo de este trabajo, se ha establecido el YD, es decir alrededor de los 12900 años. Ahora bien,

al examinar las gráficas del Ti y Fe, se ve que no solo varían en la franja de 12900 años, sino

que continua en el tiempo hasta llegar a los 12300 años.

Los contenidos en cationes de Ti, Fe y Mn se han correlacionado con las principales

magnitudes medidas en este estudio (Figura 16). Altos valores de Ti, Fe y Mn están

relacionados con altos valores de la coercitividad de remanencia (Figura 16A, C y E). Esta

observación es particularmente relevante en el caso del contenido en Mn donde los valores

mayores de Hcr son los valores más elevados de Mn (Figura 16 C). No existe una relación tan

directa entre los valores de SIRM y los cationes medidos (Figura 16B, D y F).

Figura 15: Presencia de Ti, Mn y Fe según la profundidad. Viene marcada con un punto rojo la

posición estimada del YD (12916 años)


18

Figura 16: Gráficas en las que se representan A) Hcr-Ti, B) Hcr-Mn, C) Hcr-Fe, D) SIRM-Ti, E)

SIRM-Mn, F) SIRM-Fe. En las seis figuras se marca con color azul el conjunto de todas las muestras,

con color verde las muestras de la zona donde se estima el Younger Dryas (12815-12940 años) y

con un punto rojo la muestra que pertenece a una edad 12916 años.

A

E B

D

F C


19

4. DISCUSIÓN

Tras un primer análisis de los datos se aprecia que los minerales que componen las

muestras son magnéticamente blandos, es decir alcanzan el grado de saturación con rapidez.

Esto lleva a pensar que el mineral que domina la magnetización a lo largo de todo el registro es

la magnetita/titanomagnetita. La presencia de magnetita, ya ha sido reportada en sedimentos del

lago de Sanabría (Borruel-Abadía et al., 2015).

En este trabajo se han estudiado cinco puntos importantes, los cuales se pueden agrupar

en dos tipos: i) variaciones en profundidad, y ii) relación con otros parámetros no magnéticos.

i) variaciones en profundidad:

Los parámetros, obtenidos a partir del trabajo de laboratorio realizado para este estudio,

Ms, Mr, Hc, Hrc, Mr/Ms, Hcr/Hc, Kint, Kpara, IRM, Campo Máximo de magnetización, Ratio

S SIRM, B1/2 y DP, se han representado en relación con la edad (Figuras 7 a 13). Al relacionar

los resultados de estas gráficas se aprecia una desviación generalizada en la zona de la secuencia

de sedimentación donde se estima que se encontraría el límite Younger Dryas, que si bien no es

una diferencia brusca e inmediata, si indica un cambio gradual. Sin embargo, un análisis

detallado de la muestra donde se esperaba el YD y muestras adyacentes se puede resumir que se

produce una disminución de Hcr, una disminución muy drástica de B1/2. En el caso de los

estudios de magnetismo de rocas en el límite K/T, esta variación era indicativa de los niveles

del impacto (Villasante-Marcos et al., 2007). Sin embargo, no es relevante el aumento de

parámetros de concentración como pueden ser Ms, SIRM y K ini (Figuraa 7-13).

Interpretando estos resultados, se determina que en un periodo de tiempo entre 12815 y

12940 años se produjo una diferenciación en la sedimentación de la cuenca del lago de

Sanabria. Esto podría ser debido a una variación en las temperaturas o a un cambio de aportes

de material a la cuenca; sin embargo esta cuenca pertenece a un sistema cerrado de aportes, por

lo que solo podría entonces explicarse como un cambio climático, que hizo que descendieran las

temperaturas, generando un periodo anómalamente frío.

Además de los estudios basados en los datos obtenidos del laboratorio de

Paleomagnetismo de la UCM, se buscaron otros externos que pudieran dar más información

acerca de la mineralogía magnética en bu, con dichos datos se elaboró la Figura 15. Al trabajar

en ella se apreció que el Younguer Dryas debió tener una mayor extensión temporal a la

determinada en los apartados anteriores. Por lo tanto se cabe concluir que este periodo más frío

debió extenderse entre los 12940 y 12300 años aproximadamente. Estos datos están en

concordancia con los resultados de Jambrina et al. (2014).

ii) Relación entre parámetros:

Se estudió la variación del IRM según aumenta en campo magnético de las muestras (de

profundidad 712 cm, 712.5 cm, 713 cm) donde se estima que está el límite Younger Dyas

(figura 1 del ANEXO). Tras su interpretación se determinó que no había una variación relevante

en ninguna de las muestras analizadas, muy similares entre sí, lo que indica que la mineralogía

de los sedimentos debe de ser parecida entre sí.


20

La relación entre el Hcr-SIRM y Kinicial-SIRM (Figura 12) indica que la mayoría de

los datos se encuentran agrupadas en una única zona, lo que determina que las componentes

magnéticas de las distintas muestras son muy similares entre ellas.

En esta parte también se incluye el estado de dominios, ya analizado en el apartado 3.4

de este trabajo, que muestra que los datos están agrupados entre las zonas de

pseudomonodominio y multidominio, y, en especial, los pertenecientes al Younger Dryas,

pertenecerían a la zona de pseudomonodominio, aunque más próxima a la región de

multidominio que a la de monodomínio.

Finalmente se relacionan las concentraciones mineralógicas del lago de Sanabria (Fe,

Ti, Mn) con los datos obtenidos en el laboratorio y su posterior procesado, en especial se estudia

la relación con Hcr y SIRM (Figura 16). De ello se puede concluir una diferencia, al igual que

en la Figura 15, entre el hierro, que agrupa a la mayoría las muestras en una única zona; en

relación con el titanio y manganeso en las que se intuyen dos zonas diferenciadas de agrupación

de las muestras. Particularmente importante es la relación entre Hcr y Mn. Las muestras

cercanas al inicio del YD corresponden con el máximo en Mn (Figura 16C), lo que indica que la

pequeña varicación en la zona, si bien no es un mínimo absoluto, es un mínimo local con alto

contenido en Mn.

Se han comparado los estudios realizados en el lago de Sanabria, con los datos obtenidos en el

lago de Estanya (véase el análisis de los parámetros del ciclo de histéresis (Ms, Mr, Hc, Hcr,

Kini, Kpara, Mr/Ms, Hcr/Hc) en las figuras 4,5,6 y 7 del ANEXO). También se ha hecho un

estudio de coercitividad (tabla 5, ANEXO) en la zona en donde se estimaba el Younguer Dryas

en el lago de Estanya (12340 años). Como se puede ver en la Figura 17 cabe destacar un claro

cambio en las gráficas de SIRM, B1/2 y DP en la edad que se esperaba en YD en este lago, lo

que apoyaría las teorías anteriores del lago de Sanabria que indicaban un cambio en la

sedimentación importante asociado al límite Younger Dryas y una disminución de B1/2,

consistente con los datos de Sanábria y la hipótesis del impacto.

Por último se ha hecho un análisis general de los datos obtenidos en el lago de Sanabria, Figura

18, en la que se relacionara SIRM/Kini con la edad, siendo un indicativo del tamaño de grano.

Al analizar la gráfica se ve una disminución de la relación SIRM/Kini en la zona estimada para

el limite Younger Dryas (12940 a 12300), lo que indica un menor tamaño de grano en ese

periodo (Evans and Heller, 2003).

Figura 17: Diagrama que relaciona (A) SIRM, (B) B1/2 y (C) DP, de las muestra del lago de Estanya,

con la edad. El punto de color rojo marca la posición estimada para el Younger Dryas (12340 años).


21

Aunque el espacio temporal en el que se han analizado las muestras pertenece a un periodo

interglaciar, se produjo un estadio anómalamente más frío, conocido como Younguer Dryas

(12940 a 12300) que englobaría la zona blanca en la gráfica de la Figura 17, siendo las zonas

grises periodos más cálidos, Jambrina et al., (2014).

.

5. CONCLUSIONES.

Como conclusiones principales de este trabajo, en donde lo que se buscaba era estudiar

y determinar el límite Younger Dyas y sus posibles causas en el lago de Sanabria (Zamora), se

expone que:

1) Temporalmente se extiende desde 12940 hasta 12815 años, aunque lo más seguro es que

continúe hasta los 12300 años.

2) El cambio en la sedimentación, debido a que la cuenta se encuentra en un sistema

cerrado de aportes, se ha interpretado como un cambio de temperatura.

3) Las causas no han pedido determinarse con claridad. La teoría, inicialmente expuesta,

que proponía que el cambio climático fue causado por la intrusión de un meteorito en la Tierra

no ha podido demostrarse en este trabajo, sin embargo no la contradice.

4) Con vistas a estudios posteriores se debería realizar análisis del grupo del platino y el

iridio, que se estima que daría información relevante para determinar la caída de un meteorito

que originó el periodo más frío asociado al límite Younger Dryas.

Figura 18: Diagrama que

relaciona SIRM/ Kinicial

(siendo un indicador del tamaño

de grano) de las muestra del lago

de Sanabria, con la edad. El

punto de color rojo marca la

posición estimada para el

Younger Dryas (12916 años).

Las zonas grises indican

periodos más calidos y la blanca

más frío. Jambrina et al., (2014).


22

AGRADECIMIENTOS

En primer lugar, y muy especialmente, quiero dar las gracias mi tutora, Dra. Fátima

Martín Hernández, que siempre ha estado disponible para cualquier consulta o duda, sin

importarle si era fin de semana o estaba de vacaciones. También me gustaría agradecerle

sinceramente que me enseñara a trabajar en un laboratorio de paleomagnetismo, el que me ha

apasionado, y las facilidades que siempre me ha dado a la hora de estar en él.

Al Dr. Mario Morellón Marteles por ayudarme en todos los temas relacionando con el

campo de la geología y por su gran amabilidad a la hora de contestar a mis preguntas.

También darle las gracias a Saioa y Javier por las numerosas ocasiones en las que me

tuvieron que abrir el laboratorio, y a todos aquellos que hicieron más llevaderas mis horas allí.

Por último agradecerle a mi familia y amigos que han aguantado mis monólogos de

cuan interesante es el paleomagnetismo sin entender una palabra, y en especial a mi paciente

padre.

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Análisis detallado de las propiedades magnéticas en