en op Holocene sedimenten uit het Villarricameer (Chili...
152
FACULTEIT WETENSCHAPPEN Vakgroep Geologie en Bodemkunde Academiejaar 2009–2010 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 op Holocene sedimenten uit het Villarricameer (Chili, Zuid-Amerika)- Bijdrage tot de master- correlatiecurve voor de zuidelijke hemisfeer. Anouk Matthys Relatieve paleomagnetische-intensiteitmetingen
Transcript of en op Holocene sedimenten uit het Villarricameer (Chili...
FACULTEIT WETENSCHAPPEN
Vakgroep Geologie en Bodemkunde
Academiejaar 2009–2010
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
op Holocene sedimenten uit het Villarricameer (Chili, Zuid-Amerika)- Bijdrage tot de master-correlatiecurve voor de zuidelijke hemisfeer.
Anouk Matthys
Relatieve paleomagnetische-intensiteitmetingen
1 | P a g i n a
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,...
2 | P a g i n a
3 | P a g i n a
Inhoudsopgave
VOORWOORD ..................................................................................................................................... 1
1. INLEIDING .................................................................................................................................... 1
2. AARDMAGNETISCH VELD ............................................................................................................ 3
2.1 ALGEMEEN ............................................................................................................................. 3
2.2 OORSPRONG VAN HET HOOFD-MAGNEETVELD VAN DE AARDE .............................................................. 5
2.3 MAGNETISCHE VELDSTERKTE ....................................................................................................... 5
3. WAT IS PALEOINTENSITEIT?......................................................................................................... 7
3.1 AARDMAGNETISCH VELD: RICHTING VS INTENSITEIT ........................................................................... 7
3.2 PALEOINTENSITEITSBEPALINGEN ................................................................................................... 7
3.2.1 Voorwaarden .................................................................................................................. 8
3.3 ABSOLUTE VS RELATIEVE PALEOINTENSITEIT ..................................................................................... 9
3.3.1 Absolute paleointensiteit ................................................................................................. 9
3.3.2 Relatieve paleointensiteit .............................................................................................. 10
3.4 VARIATIES IN DE PALEOINTNSITEIT ..................................................................................... 15
3.4.1 Globale intensiteitsvariaties .......................................................................................... 15
3.4.2 Variaties intern aan het aardmagnetische veld .............................................................. 16
3.4.3 Variaties door zonnewinden .......................................................................................... 17
3.5 PROBLEMEN OMTRENT PALEOINTENSITEIT .................................................................................... 19
3.5.1 Continentale RPI vs Oceanische RPI................................................................................ 19
3.5.2 Holoceen ondervertegenwoordigd in de RPI-mastercurven............................................. 19
3.5.3 Problemen betreffende variaties in de sedimentatie....................................................... 20
3.5.4 Negatieve invloed door het niet-dipolaire veld ............................................................... 21
3.5.5 Variaties binnen dezelfde opnamen ............................................................................... 21
3.5.6 Reconstructie van zonne-energie curven ........................................................................ 24
3.6 INTENSITEIT VAN HET MAGNEETVELD TEN TIJDE VAN HET HOLOCEEN .................................................... 28
4. SITUERING ................................................................................................................................. 29
4.1 ALGEMENE SITUERING IN CHILI .................................................................................................. 29
4.1.1 Geografische situering ................................................................................................... 29
4.1.2 Geomorfologische setting .............................................................................................. 30
4.1.3 Tektonische en geologische setting ................................................................................ 32
4.2 LAGO VILLARRICA ................................................................................................................... 33
5. METHODOLOGIE........................................................................................................................ 35
5.1 STAALNAME OP HET VELD ......................................................................................................... 35
5.1.1 Piston cores (Lange kernen) ........................................................................................... 35
5.1.2 Graviteitskernen ............................................................................................................ 36
5.2 VOORBEREIDEND WERK ........................................................................................................... 36
4 | P a g i n a
5.2.1 Correleren van verschillende segmenten ........................................................................ 36
5.2.2 Op zoek naar magnetische mineralen ............................................................................ 38
5.2.3 Magnetische susceptibiliteit (MS) .................................................................................. 39
5.2.4 U-channels .................................................................................................................... 39
5.3 MAGNETISCHE STUDIES AAN LSCE.............................................................................................. 41
5.3.1 Methoden ..................................................................................................................... 42
5.3.2 Gemeten parameters .................................................................................................... 47
5.4 RADIOKOOLSTOF DATERING ...................................................................................................... 50
6. VOLDOEN DE SEDIMENTEN VAN LAGO VILLARRICA AAN DE RPI-VOORWAARDEN? .................. 51
6.1 MAGNETISCHE STABILITEIT ....................................................................................................... 51
6.2 DIRECTIONELE CONTROLE ......................................................................................................... 52
6.3 MAGNETISCHE MINERALOGIE, KORRELGROOTTE EN CONCENTRATIE ..................................................... 54
6.3.1 Magnetische Mineralogie .............................................................................................. 54
6.3.2 Magnetische korrelgrootte ............................................................................................ 57
6.3.3 Concentratie aan magnetische mineralen ...................................................................... 59
6.3.4 Invloed van de tefralagen op de sedimenten .................................................................. 60
6.4 COHERENTIE VAN DE GENORMALISEERDE REMANENTIE EN K .............................................................. 64
6.5 VERGELIJKEN MET ANDERE RPI-OPNAMEN .................................................................................... 65
6.6 CHEMIE VAN HET WATER .......................................................................................................... 65
6.7 KALIBREREN VAN DE RPI-OPNAMEN ............................................................................................ 65
6.8 SEDIMENTOLOGIE ................................................................................................................... 66
6.9 BESLUIT ............................................................................................................................... 66
7. PALEOMAGNETISCHE STUDIE .................................................................................................... 67
7.1 PALEOMAGNETISCHE SECULAIRE VARIATIES (PSV) .......................................................................... 67
7.1.1 Opstellen van een PSV-curve .......................................................................................... 67
7.1.2 Bespreking van de PSV-curve ......................................................................................... 73
7.2 RELATIEVE PALEOINTENSITEITSDATA ............................................................................................ 76
7.2.1 Invloed van tefralagen op het RPI-signaal ...................................................................... 79
7.2.2 Algemene bespreking van het RPI-signaal ...................................................................... 81
8. OUDERDOMSBEPALING ............................................................................................................. 83
8.1 KALIBRATIE ........................................................................................................................... 83
8.1.1 Sedimentatiesnelheid .................................................................................................... 83
8.1.2 PSV-curve en RPI-curve gekoppeld aan het ouderdomsmodel ......................................... 85
9. DISCUSSIE .................................................................................................................................. 87
9.1 INCLINATIE............................................................................................................................ 87
9.2 PIEK IN INCLINATIE EN DECLINATIE OP EEN DIEPTE VAN 920 TOT 1000 CM ............................................ 89
10. CORRELATIE MET ANDERE MEREN ........................................................................................ 97
5 | P a g i n a
10.1 CORRELATIE VAN DE PSV-CURVE ................................................................................................ 97
10.1.1 Inclinatiecurve ............................................................................................................. 97
10.1.2 Declinatie .................................................................................................................. 101
10.2 CORRELATIE VAN HET RPI-SIGNAAL ........................................................................................... 102
10.2.1 Lokale vergelijking ..................................................................................................... 102
10.3 GLOBALE VERGELIJKING .......................................................................................................... 103
10.3.1 Vergelijking met een record uit de zuidelijke hemisfeer .............................................. 103
10.3.2 Vergelijking met een record uit de noordelijke hemisfeer............................................ 105
10.4 VERGELIJKING MET EEN PALEOINTENSITEITSSTACK ........................................................................ 107
11. BESLUIT ............................................................................................................................... 109
REFERENTIELIJST ............................................................................................................................. 112
AFKORINGEN LIJST .......................................................................................................................... 121
12. BIJLAGEN ............................................................................................................................. 122
12.1 BIJLAGE A .......................................................................................................................... 122
12.2 BIJLAGE B ........................................................................................................................... 140
12.2.1 VPC SC3 4.5-5 ............................................................................................................ 140
12.2.2 VPC SC3 9.5-10 .......................................................................................................... 140
12.2.3 VPCSC3 14.5-15 ......................................................................................................... 141
12.2.4 VILL1A 70 .................................................................................................................. 141
12.2.5 VILL1C-I30 ................................................................................................................. 142
12.2.6 VILL2D-II90 ................................................................................................................ 142
12.2.7 VILL2C-II50 ................................................................................................................ 143
7 | P a g i n a
1 | P a g i n a
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 2de eeuw B.C.. Toch was het pas in de 12de 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 12de 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).
2 | P a g i n a
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 15de 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
20ste 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 20ste 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 2de en 3de hoofdstuk worden de basisprincipes van het aardmagnetisch veld en
relatieve paleointensiteit uitgewerkt. Waarna Lago Villarrica in het 4de hoofdstuk gesitueerd wordt in
zowel zijn geologische, geografische en geomorfologische context. Het 5de 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.
3 | P a g i n a
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).
4 | P a g i n a
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 (1777-1855). 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).
5 | P a g i n a
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 θm berekenen en de sterkte van het magnetisch veld in het verleden (vergelijking
2.2).
6 | P a g i n a
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).
7 | P a g i n a
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 vpaleo en vlab proportionele constanten zijn, M de geïnduceerde magnetisatie van het
staal en B de magnetische inductie (Met Bpaleo de intensiteit van het magneetveld in het verleden en
Blab 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 (BLab) 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).
8 | P a g i n a
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
(Mlab/Blab), dan kan de NRM van een gegeven staal, MNRM, geplot worden om zo het magnetisch veld in het verleden,
Bpaleo, te bepalen (Naar Tauxe, 2010).
3.2.1 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.
9 | P a g i n a
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).
3.3.1 Absolute paleointensiteit
3.3.1.1 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 (Tc, voor magnetiet 770°C), ontstaat er een spontane magnetisatie in de
Figuur 3.2: verschillende bronnen waarop men paleointensiteitsmetingen kan uitvoeren en het
tijdsinterval dat ze omvatten (naar Tauxe, 1993).
10 | P a g i n a
aanwezigheid van een magneetveld. De temperatuur waarop deze magnetisatie geblokkeerd wordt,
noemt men de blokkeertemperatuur (Tb). De totale magnetisatie die verworven is tijdens de
afkoeling vanaf Tc tot Tb noemt men TRM (McElhinny en McFadden, 2000).
3.3.1.2 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).
3.3.2 Relatieve paleointensiteit
3.3.2.1 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
11 | P a g i n a
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).
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
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).
12 | P a g i n a
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).
3.3.2.2 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 [am], 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 kB, dan zal een genormaliseerde DRM (gevulde cirkels) de relatieve paleointensiteit
(RPI) van het veld reflecteren (Tauxe, 1998).
13 | P a g i n a
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 [am] van het staal. Wanneer er
genormaliseerd wordt met [am], 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.
14 | P a g i n a
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 14C-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.
15 | P a g i n a
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.
3.4.1 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 F0 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 0-400 Ma. De curven stellen de best passende GAD’s voor: de
gestippelde curve voor 0-10 Ma en de volle curve voor 0-400 Ma. (naar McElhinny & McFadden, 2000).
16 | P a g i n a
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 105 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).
17 | P a g i n a
Figuur 3.6: Gemiddelde paleointensiteit voor polariteitsintervallen (vanaf het Vroeg-Oligoceen) geplot ten
opzichte van de lengte (in tijd) van deze polariteitsintervallen (Tauxe, 1998).
3.4.3 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 25000 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
18 | P a g i n a
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 Schwabe-
cyclus (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).
19 | P a g i n a
3.5 Problemen omtrent paleointensiteit
3.5.1 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 2.5.3 Problemen over variaties in de
sedimentologie).
3.5.2 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 12.000 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.
20 | P a g i n a
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).
3.5.3 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
21 | P a g i n a
2.3.2.2. 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 gesteente-
magnetische 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).
3.5.4 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 niet-
dipolaire 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 niet-
polaire 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.
3.5.5 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
22 | P a g i n a
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 2.5.2 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 δ18O , 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 δ18O. 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).
3.5.5.1 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 (δ18O)- en dateringstechnieken (14C).
23 | P a g i n a
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 δ18O
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 δ18O-opnamen een zeer zwakke chronostratigrafische
waarde door het voorkomen van lokale δ18O 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 14C 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).
24 | P a g i n a
3.5.5.2 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 10-75 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 10-12 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).
3.5.6 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 10Be, 14C en 36Cl. 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 14C.
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
25 | P a g i n a
geomagnetisch veld en radionuclide productie kan kwantitief berekend worden. (Lal, 1988; Masarik
& Beer, 1999).
3.5.6.1 De productie, transport en afzettingsmechanismen van 10Be en 14C.
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 10Be als 14C dezelfde oorzaak maar de
processen die leiden tot 10Be en 14C zijn een beetje verschillend. 10Be 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 14C 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 10Be en 14C 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 10Be 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 14C 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 10Be minder intens op de veranderingen in het
geomagnetische veld van de zon dan 14C. Als voorbeeld: bij de huidige geomagnetische veld
intensiteit zal een verandering in de zonneactiviteit die een stijging van 10% veroorzaakt in 10Be, een
verhoging van 13% veroorzaken in 14C (Masarik & Beer, 1999). Over het precieze verschil tussen de
26 | P a g i n a
productie hoeveelheden van 10Be en 14C bestaat nog enige controverse. Webber & Higbie (2003)
berekenden dat een verandering van 10% in de productiesnelheid van 10Be, een verandering in de
productiesnelheid van 14C 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
10Be vergeleken met 14C. Na de productie hecht 10Be 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 10Be 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 14C
veel minder afhankelijk is van lokale effecten. Na de productie van 14C oxideert deze tot 14CO2 en
blijft in de gasfase. De relatief lange residentie tijd in de atmosfeer van ongeveer 5 jaar, laat een
goede verdeling toe van deze 14CO2 in elke hemisfeer (Muscheler et al., 2007).
Zowel 10Be en 14C 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).
27 | P a g i n a
3.5.6.2 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 2000-3000 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
28 | P a g i n a
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 100.000 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*1022Am2 en ~ 11.5*1022Am2). Het minimum kan geobserveerd worden tussen 6000-
7000 BP (~ 7*1022Am²). De intensiteit van het huidige magneetveld bedraagt 8*1022Am² (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).
29 | P a g i n a
4. SITUERING
4.1 Algemene situering in Chili
4.1.1 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 43°20’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).
30 | P a g i n a
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.
4.1.2.1 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.
31 | P a g i n a
4.1.2.2 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 (39°3’-
40°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).
4.1.2.3 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
32 | P a g i n a
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)
4.1.3 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
33 | P a g i n a
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)
34 | P a g i n a
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).
35 | P a g i n a
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)
5.1.1 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
36 | P a g i n a
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).
5.1.2 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.
5.2.1 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 5.2.
37 | P a g i n a
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.)
38 | P a g i n a
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
(Fe3O4) 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).
39 | P a g i n a
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.
5.2.4 U-channels
5.2.4.1 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
40 | P a g i n a
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.
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)
Figuur 5.4: Foto van een gevulde U-channel
met bijhorende boorkern.
41 | P a g i n a
5.2.4.2 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
VILLSC2 86 0 86
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 81 475,8 556,8
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 75 917,4 992,4
VILL2FG-IV 75,3 992,4 1067,7
VILL2FG-V 75 1067,7 1138,7
VILL2FG-VI 71 1138,7 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.
42 | P a g i n a
5.3.1 Methoden
5.3.1.1 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).
5.3.1.1 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).
Figuur 5.5: Een voorbeeld van een 2G 755-SRM magnetometer (Stoner & St-Onge, 2007).
43 | P a g i n a
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).
44 | P a g i n a
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).
45 | P a g i n a
5.3.1.2 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, xD, xI en xM (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.
46 | P a g i n a
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
V1) 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)
47 | P a g i n a
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.
5.3.2.1 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.
5.3.2.2 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.
5.3.2.3 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 AF-
veld toenemen en na elke stap wordt de ARM gemeten (Evans & Heller, 2003).
48 | P a g i n a
Hier is echter de kARM van de sedimenten gemeten. De kARM is de zogenaamde susceptibiliteit
van de ARM. De kARM is de massa-genormaliseerde ARM per eenheid van het bias veld (H). Dit blijkt
een zeer bruikbare parameter te zijn (Evans & Heller, 2003). De kARM 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 kARM 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).
5.3.2.4 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 Ms wordt bereikt bij het saturatie veld
49 | P a g i n a
Bsat. Wanneer vervolgens het veld B teruggebracht wordt naar nul (langsheen segment e) verkrijgt
men de saturatie IRM (SIRM), of eenvoudiger de saturatie remanentie Mrs. (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 Bc; 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.
50 | P a g i n a
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.
51 | P a g i n a
6. Voldoen de sedimenten van Lago Villarrica aan de RPI-
voorwaarden?
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 (3.3.2.2 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.
52 | P a g i n a
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 (NRM25mT, 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 PCA-
dataset 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°),
536-538 cm (MAD-waarde van 13°), 582-584 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
53 | P a g i n a
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 MAD-
waarde veroorzaakt zijn door een meetfout.
Figuur 6.2: Deze grafiek stelt de PCA-set voor van de inclinatie-data (blauwe curve) en de bijhorende MAD-
waarden (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.
54 | P a g i n a
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.
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.
6.3.1 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.
6.3.1.1 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).
6.3.1.2 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
0
45
90
135
180
225
270
315
5 cm
0
45
90
135
180
225
270
315
783 cm
0
45
90
135
180
225
270
315
1333 cm
55 | P a g i n a
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 back-
field 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 BIRM0.3T.
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.
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400
Diepte (in cm)
0.84
0.88
0.92
0.96
1
1.04
S-w
aa
rde
(IR
M/S
IRM
)
S-waarde in functie van de diepte
56 | P a g i n a
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 ARM40mT /SARM, waarbij ARM40mT 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
57 | P a g i n a
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 kARM uit ten opzichte van de k-waarde, terwijl men bij
een Banerjee-plot de kARM 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 kARM/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).
58 | P a g i n a
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 kARM/k en kARM/SIRM, ten opzichte
van de diepte uitgezet (Figuur 6.8). Hoe lager de waarden van de kARM/k-curve of de kARM/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 niet-
magnetische factoren, zoals korrelgrootte. Hierdoor bevat de kARM/k -curve meer ruis dan de
kARM/SIRM-curve. Het is dus beter de kARM/SIRM-curve te gebruiken om de veranderingen in de
korrelgrootte met de diepte te bespreken. De kARM/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 kARM/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.
59 | P a g i n a
Figuur 6.8: Veranderingen in de magnetische korrelgrootte in functie van de diepte.
6.3.3 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, kARM
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, kARM 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.
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400
Diepte (in cm)
200
400
600
800
1000
1200
1400
k ARM/k
0.6
0.8
1
1.2
1.4
1.6
1.8
2
kARM /SIR
MkARM/k
kARM/SIRM
Veranderingen in korrelgrootte met de diepte
60 | P a g i n a
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.
Figuur 6.9: Variatie in de concentratie van de magnetische mineralogie in functie van de diepte.
6.3.4 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.
6.3.4.1 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
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400
Diepte (cm)
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
4000
4500
5000
5500
6000
6500
Dim
entie
loo
s
k
k / kARM
IRM
Variaties in magnetische concentratie in functie van de diepte
61 | P a g i n a
laagste S-waarde geassocieerd aan de normale sedimentatie ongeveer 0.90. 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.
6.3.4.2 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,
62 | P a g i n a
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.
63 | P a g i n a
6.3.4.3 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
64 | P a g i n a
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,
kARM 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/kARM, 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.
65 | P a g i n a
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 RPI-
opnamen van Lago Villarrica met andere paleointensiteitsvoorwaarden zal gebeuren in hoofdstuk 10.
6.6 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 pH-
waarden. 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 14C-ouderdommen (Tauxe, 2010).
De RPI-data werden gekalibreerd aan de hand van 14C-ouderdommen. De 14C-ouderdommen
en de gekalibreerde ouderdommen zijn weergegeven in hoofdstuk 8.
66 | P a g i n a
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 8.
6.9 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, kARM 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.
67 | P a g i n a
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 RPI-
opname 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).
7.1.1 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.
7.1.1.1 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
68 | P a g i n a
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 PSV-
curve 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.
69 | P a g i n a
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 536-538 cm diepte vindt men een MAD-waarde van 13° en op
een diepte van 582-584 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.
70 | P a g i n a
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.
71 | P a g i n a
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.
7.1.1.2 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
afname in declinatie, zegt men dat de declinatie
draait in wijzer- of in tegenwijzerzin (McElhinny
& McFadden, 2000). De richting waarin de
declinatie draait wordt weergegeven in tabel 7.1.
0
45
90
135
180
225
270
315
-90 -80 -70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
Figuur 7.3: De declinatie- en inclinatiewaarden voor alle
diepten weergegeven in een stereoplot.
72 | P a g i n a
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 / 345°
75-275 Tegenwijzerzin -5°
275-350 Wijzerzin 150°
350-440 Wijzerzin 300°
600-700 Tegenwijzerzin 150°
700-825 Wijzerzin 275°
825-925 Tegenwijzerzin 200°
925-1060 Tegenwijzerzin -50°
1060-1150 Wijzerzin 350°
1150-1275 Tegenwijzerzin -50°
1275-1361 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.
73 | P a g i n a
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 0°.
7.1.2 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.
7.1.2.1 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 -58.5° 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 -46.5° 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
74 | P a g i n a
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 -58.5° 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 -58.5° 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 -58.5° 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.
7.1.2.2 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.
75 | P a g i n a
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.
76 | P a g i n a
7.2 Relatieve paleointensiteitsdata
De paleointensiteitsdata werden verkregen door de NRM25mT te normaliseren door de drie
bulkmagnetische parameters, namelijk k, kARM25mT 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 NRM25mT-opname. Verder vertoont
de NRM25mT-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 NRM25mT over k, kARM25mT en
SIRM weergeven in functie van de diepte. De kARM25mT 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 kARM 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 kARM te gebruiken.
In onderstaande RPI-curven zal er dus steeds genormaliseerd worden door kARM. 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.
77 | P a g i n a
Figuur 7.7: De bulkmagnetische parameters in functie van de diepte. De zwarte curve stelt de NRM25mT voor, de
blauwe curve de kARM 25mT, de groene curve de SIRM en de rode curve de magnetische susceptibiliteit
78 | P a g i n a
Figuur 7.8: -bepaling door middel van de drie bulkmagnetische parameters k, kARM en SIRM.
79 | P a g i n a
7.2.1 Invloed van tefralagen op het RPI-signaal
In figuur 7.9a staat het RPI-signaal, bepaald door NRM/kARM, 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.
80 | P a g i n a
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.
81 | P a g i n a
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 RPI-
signaal 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 RPI-
opname is ook veel minder groot dan in het jongere gedeelte.
82 | P a g i n a
83 | P a g i n a
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 14C a BP ( ± 2σ)
Gekalibreerde ouderdom
Min –max cal a BP (2σ)
VILL VCS1 0-0.5 bulk sediment 0 0
225 ± 100
VILLSC02 68-69 Hout 68 67,6
720 ± 25 573-710
VILL1-TEST-I 59-60 bulk sediment 85,75 85,25
2350 ± 30 1926-2363
VILL1-TEST-I 73-74 bulk sediment 99,75 99,25
2600 ± 30 2273-2694
VILL1-TEST-II 49-50 bulk sediment 157,85 154,75
2670 ± 35 3360-3144,5
VILL2B-I 102-103 bulk sediment 275,5 271,5
3160 ± 35 4205-4707
VILL1C-I 106-107 bulk sediment 378,75 372,75
4140 ± 40 4510-5007
VILL1C-II 56-57 bulk sediment 435,55 425,75
4380 ± 35 4750-5230
VILL1D-I 66-67 bulk sediment 589,7 556,5
4530 ± 30 7076-7491
VILL1E-I W 12.2-13.6 hout 755,1 718
4445 ± 35 4880-5284
VILL1E-II 32-33 bulk sediment 866,1 827,7
5290 ± 50 5602-6102
VILL1E-II 93-94 bulk sediment 927,1 887,8
5450 ± 90 5731-6280
VILL1F-I 89-90 bulk sediment 1027,15 986,75
6560 ± 45 7002-7444
VILL1G-I 7-8 bulk sediment 1184,2 1143,7
7370 ± 45 7743-8185
VILL1G-II 93-94 bulk sediment 1361,8 1318,6
9330 ± 110 9993-10703
8.1.1 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
84 | P a g i n a
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.
85 | P a g i n a
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 4150-3833 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 14C 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.
86 | P a g i n a
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
87 | P a g i n a
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 -46.5° terwijl de verwachte GAD-waarde
-58.5° 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 0-350 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.
88 | P a g i n a
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
89 | P a g i n a
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
-58.5° tot 0° toeneemt en meteen nadien terug afneemt tot -58.5° (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, 916.5 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.
90 | P a g i n a
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.
91 | P a g i n a
9.2.1.1 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 23.000 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 -58.5° voor Lago Villarrica).
De shift in inclinatie is in beide meren ook ongeveer gelijklopend: de inclinatie veranderd met een
92 | P a g i n a
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 10.000 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
93 | P a g i n a
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.
9.2.1.2 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
94 | P a g i n a
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.
9.2.1.3 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 PSV-
curve 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.
Figuur 9.5: Sedimentatiesnelheid in Lago Villarrica tijdens het Holoceen. De zwarte lijnen stellen de diepten
voor waar men tefralage vindt
95 | P a g i n a
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.
96 | P a g i n a
97 | P a g i n a
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 10.1.
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.
10.1.1 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.
98 | P a g i n a
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 10.1.
Tabel 10.1: De sedimentataiesnelheid in Lago Villarrica, Lago El Trebol, Lago Escondido en Lago Moreno.
Meer Sedimentatiesnelheid
Lago Villarrica 0.7 mm/jaar (0-350 cm en 903 tot 1361 cm diepte)
1.5 mm/jaar (350 tot 903 cm diepte)
Lago El Trebol 0.4 mm/ jaar
Lago Escondido 0.3 mm/jaar
Lago Moreno 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 10.2. 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
99 | P a g i n a
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
100 | P a g i n a
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.
101 | P a g i n a
10.1.2 Declinatie
Men kan ook de declinatiecurve van Lago Villarrica vergelijken met de declinatiecurve van de
Argentijnse meren. Deze vergelijking is weergegeven in figuur 10.4. 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.
102 | P a g i n a
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.
10.2 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.
10.2.1 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 (0.7 - 1.5 mm/jaar) veel hoger gelegen is dan de
sedimenatiesnelheid in Lago Escondido (0.3 mm/jaar), worden er veel meer variaties in het RPI-
signaal 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.
103 | P a g i n a
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.
10.3 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.
10.3.1 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 10.6. Zoals te zien is in
figuur 10.7 komt de correlatie van dit RPI-signaal vrij goed overeen met dat van Lago Villarrica.
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.
104 | P a g i n a
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.
105 | P a g i n a
In figuur 10.7 ziet men de correlatie van het RPI-signaal van Lago Villarrica met het RPI-
signaal van Western Bransfield Basin. De correlatie tussen de verschillende pieken en dalen is
weergegeven aan de hand van paarse stippellijnen. Ook hier ziet men een tijdshift tussen de twee
RPI-curven. Hierbij merkt men dat hoe ouder de pieken en dalen zijn, hoe kleiner het
ouderdomsverschil tussen de twee pieken is. Het ouderdomsverschil bij piek a bedraagt ongeveer
1500 jaar, bij e ongeveer 1000 jaar en bij k nog maar 100 jaar.
10.3.2 Vergelijking met een record uit de noordelijke hemisfeer.
Het RPI-signaal van Lago Villarrica wordt ook vergeleken met een RPI-signaal afkomstig uit de
noordelijke hemisfeer, namelijk St-Lawrence Estuary in oostelijk Canada. De lokalisatie van St-
Lawerence Estuary wordt weergegeven in figuur 10.8.
Figuur 10.8: A) Algemene situering van St-Lawrence Estuary ten opzichte van Lago Villarrica. B) De lokalisatie
van de verschillende boorkernen waarop de RPI-opname uit St-Lawrence Estuary gebaseerd is (St-Onge et al., 2003).
106 | P a g i n a
De correlatie met de RPI-curve van St-Lawrence Estuary heeft het voordeel dat deze RPI-
curve gedateerd is aan de hand van fossielen (St-onge et al., 2003). Hierdoor kan deze datering niet
beïnvloed zijn door het voorkomen van oud koolstof. Wanneer men bijgevolg het RPI-signaal van
Lago Villarrica vergelijkt met het RPI-signaal van St-Lawrence Estuary dan kan men een voorspelling
doen over de invloed van het inspoelen van oud koolstof in Lago Villarrica. De vergelijking tussen de
twee RPI-signalen is weergegeven in figuur 10.9.
Figuur 10.9: Vergelijking tussen het RPI-signaal van Lago Villarrica en St-Lawrence Estuary (St-Onge et al., 2003).
De pieken en de dalen die gecorreleerd kunnen worden aan elkaar zijn verbonden door middel van een paarse
stippellijn.
Men kan aan de hand van de hoek die de paarse stippellijn maakt de correlatie tussen de
twee RPI-signalen in twee delen indelen. Het eerste deel bevat de pieken en de dalen a tot i en het
tweede deel van j tot n. Men merkt op dat de correlatielijnen in de twee delen min of meer gelijk
lopen met elkaar, maar dat de hoek van de correlatielijnen in de twee delen verschilt van elkaar. In
het eerste deel verschilt de ouderdom tussen de twee RPI-signalen ongeveer 1000 jaar, terwijl het
verschil in het tweede deel ongeveer 1200 jaar bedraagt. Hieruit kan men besluiten dat er een shift is
waar het ouderdomsmodel dat opgesteld is in hoofdstuk 8. Er moet dus een variabele instroom van
oud koolstof zijn in Lago Villarrica.
De shift die men in voorgaande correlaties opmerkte, met de RPI-curven van Lago Escondido
en de Western Bransfield Basin, zijn bijgevolg waarschijnlijk gelegen aan de verandering in het
ouderdomsmodel van Lago Villarica.
107 | P a g i n a
10.4 Vergelijking met een Paleointensiteitsstack
Paleointensiteitsstacks zijn ontworpen om sedimenten van bepaalde regio’s (zoals SAPIS-
curve) of globaal (zoals GLOPIS-curve) relatief te dateren (zie hoofdstuk 3). Hieronder wordt een
vergelijking weergegeven tussen het RPI-signaal van Lago Villarrica met de SAPIS-curve. Er kon echter
geen vergelijking met de GLOPIS-curve uitgevoerd worden aangezien deze curve geen
intensiteitsdata weergaf voor het Holoceen.
SAPIS staat voor South Atlantic Paleointensity Stack. Deze paleointensiteitsstack is tot stand
gekomen nadat men opmerkte in de GLOPIS-curve (Global Paleointensity Stack) dat er in de
paleointensiteitsdata van de Zuid-Atlantische oceaan een groot hiaat in de paleointensiteits data
aanwezig is. Dit hiaat is voornamelijk afkomstig van het sedimentaire karakter van de Zuid-
Atlantische Oceaan. Deze kent een zeer complexe sedimentatie welke deels veroorzaakt wordt door
erosief Antarctisch bodemwater en oligotrofe condities. Deze brengen een zeer trage sedimentatie
teweeg, wat de resolutie van de paleointensiteitsdata aanzienlijk vermindert. Verder wordt de
normale sedimentatie verstoord door een terrigene influx die veroorzaakt wordt door
klimatologische variaties in het subtropisch front (Stoner et al., 2002).
De SAPIS-curve is samengesteld door 4 boorkernen uit de sub-Antarctische Zuid-Atlantische
Oceaan. Deze boorkernen komen uit een gedeelte van de van de Atlantische oceaan die wel
gekenmerkt is door een hogere sedimentatie wat dus leidt tot een paleointensiteits-curve met een
hogere resolutie. De SAPIS-curve beslaat een ouderdom van 80 ka (Stoner et al., 2002).
In figuur 10.10 wordt het paleointensiteitssignaal van Lago Villarrica vergeleken met de
SAPIS-curve. De SAPIS-curve kent een heel lage resolutie voor het Holoceen. Dit is deels afkomstig
doordat de sedimentatiesnelheid in deze gebieden ten tijde van het Holoceen niet zo hoog was,
waardoor het pakket met Holocene sedimenten zeer dun is, wat resulteert in een zeer slechte
resolutie (Stoner et al., 2002). Doordat de SAPIS-curve zulke slechte resoultie geeft voor het
Holoceen, is het moeilijk het RPI-signaal van Lago Villarrica te correleren met de SAPIS-curve.
Toch kan er een algemene trend aangeduid worden tussen de SAPIS-curve en de RPI-curve
van Lago Villarrica (figuur 10.10). Deze trend is weergegeven door paarse stippellijnen en een paarse
boog. Ook hier wordt er een tijdsshift opgemerkt tussen de SAPIS-curve en de RPI-curve.
108 | P a g i n a
Figuur 10.10: Vergelijking tussen het RPI-signaal van Lago Villarrica en de SAPIS-curve (Stoner et al., 2002). De
te correleren pieken zijn met elkaar verbonden aan de hand van een paarse stippellijn.
.
109 | P a g i n a
11. Besluit
Nadat alle voorwaarden opgesteld door Tauxe (2010) gecontroleerd werden kon er besloten
worden dat de sedimenten van Lago Villarrica voldoen aan deze voorwaarden: de NRM is een
stabiele drager van het magnetische signaal; de richting van het aardmagnetisch veld veranderde
niet tijdens het demagnetisatieproces, ook de magnetische mineralogie, korrelgrootte en
concentratie bleef min of meer constant over de gehele sequentie. Uit andere studies kon er
besloten worden dat de pH van het water ook niet significant veranderde over de tijd. Men kan dus
besluiten dat de sedimenten van Lago Villarrica een betrouwbare drager zijn van het RPI-signaal.
Uit voorzorg werden alle tefralagen weggelaten uit de PSV-curve van Lago Villarrica omdat
tefralagen gekend zijn om hun slechte opname van de richting van het geomagnetisch veld. De PSV-
curve opgesteld voor Lago Villarrica vertoonde een grote shift op een diepte tussen 900 en 1000 cm.
Voor deze shift hebben we drie verschillende hypothesen vooropgesteld die deze piek kunnen
verklaren. Zowel de hypothese over de geomagnetische excursie als de hypothese over de link tussen
het vulkanisme en het geomagnetische veld werden verworpen. Er werd besloten dat deze piek niets
minder was dan een te groot uitgevallen paleoseculaire variatie. Deze hypothese werd bevestigd
door het vergelijken van de PSV-curve van Lago Villarrica met andere PSV-curven uit de omgeving.
Het veelvuldige voorkomen van de tefralagen heeft over het algemeen weinig invloed op de
bulk magnetische parameters (k, kARM en IRM) waardoor de NRM genormaliseerd wordt. Behalve in
het interval van 500 tot 600 cm diepte, rond 724 cm, 784 cm en 1240 cm diepte. Om deze reden
werd het RPI-signaal op deze diepten verwijderd uit de uiteindelijke RPI-opname. De tefralagen die
geen al te grote invloed hadden op het RPI-signaal werden behouden. Bij de vergelijking van het RPI-
signaal van Lago Villarrica met het RPI-signaal van de lokale, regionale en globale RPI-signalen werd
duidelijk dat deze tefralagen geen invloed hadden op de pieken en dalen in het RPI-signaal van Lago
Villarrica.
Bij het opstellen van het ouderdomsmodel van Lago Villarrica werd er vermoed dat de
ouderdomsbepaling in Lago Villarrica te leiden had onder het inspoelen van oud koolstof. Dit werd
ook bevestigd door de correlatie van de RPI-opname van Lago Villarrica met de RPI-opnamen van
lokale, regionale en globale curven. Het inspoelen van oud koolstof is variabel over de tijd en
bedraagt gemiddeld 1000 jaar.
Doordat het ouderdomsmodel van Lago Villarrica te leiden heeft onder het inspoelen van
oud koolstof met een variable ouderdom, is het aan te raden de ouderdom van de sedimentan van
Lago Villarrica op een andere manier te dateren dan aan de hand van 14C.
110 | P a g i n a
111 | P a g i n a
112 | P a g i n a
Referentielijst
Angermann D, Klotz J, Reigenber C (1999) Space-geodetic estimation of the Nazca-South America Euler vector. Earth Planet Science Letters 171, 329-334
Arnaud, F., Magand, O., Chapron, E., Bertrand, S., Boës, X., Charlet, F., Mélières, M.A. (2006) Radionuclide dating (210Pb, 137Cs, 241Am) of recent lake sediments in a highly active geodynamic setting (Lakes Puyehue and Icalma - Chilean Lake District), Science of the total environment 366, 837-850
Banerjee, S.K., King, J., Marvin, J. (1981) A rapid method for magnetic granulometry with applications to environmental studies. Geophysical Research Letters 8, 333-336
Beer, J., Vonmoos, M.V., Muscheler, R. (2006) Solar variability over the past several millennia, Space Science Reviews 125 1-4, 67-79
Bohm, M.L.S., Echtler, H., Asch, G., Bataille, K., Bruhn, C., Rietbrock, A., Wigger, P. (2002) The Southern Andes between 36° and 40°S latitude: seismicity and average seismic velocities, Tectonophysics 356, 275–289
Bronk Ramsey, C. (2009) Bayesian analysis of radiocarbon dates. Radiocarbon 51 (1), 337-360
Brunhes, B (1906) Recherches sur la direction d’aimantation des roches volcaniques. Journal de Physique 5, 705-724
Caballero-Lopez, R.A., Moraal, H. (2004) Limitations of the force-field equation to describe cosmic ray modulation, Journal of Geophysical Research 109, A0110
Campos, H., Steffen, W., Roman, C., Zuniga, L., Aguero, G. (1983) Limnological studies in Lake Villarrica: Morphometric, physical, chemical, planktonical factors and primary productivity. Archeological Hydrobiology 65, 371-406
Cassata, W.S., Singer, B.S., Cassidy, J. (2008) Laschamp and Mono Lake geomagnetic excursions recorded in New Zealand, Earth and Planetary Science Letters 268, 76-88
Cassidy, J., Hill, M.J. (2009) Absolute paleointensity study of the Mono Lake excursion recorded by New Zealand basalts, Physics of the Earth and Planetary Interiors 172, 225-234
Cembrano, J., Schermer, E., Lavenu, A., Sanhueza, A. (2000) Contrasting nature of deformation along an intra-arc shear zone, the Linquiñe-Ofqui fault zone, Southern Chilean Andes, Tectonophysics 319, 129-149
Chambers, F.M., Ogle, M.I., Blackford, J.L. (1999) Palaeoenviromental evidence for solar forcing of Holocene climate: linkages to solar science. Progress in Physical Geography 23, 181-204
Channell, J.E.T., Hodell, D.A., Lehman, B. (1997) Relative geomagnetic paleointensity and δ18O at ODP Site 983 (Gardar Drift, North Atlantic) since 350 ka. Earth and Planetary Science Letters 153, 103–118
Channell, J.E.T. (1999) Geomagnetic paleointensity and directional secular variations at Ocean Drilling Program (ODP) Site 984 (Bjorn Drift) since 500 ka: comparisations with ODP Site (Gangrag Drift), Journal of Geophysical Research-Solid Earth 104(B10), 22937-22951
Channell, J.E.T., Stoner, J.S., Hodell, D.A., Charles, C.D. (2000) Geomagnetic paleointensity from late Brunhes-age piston cores from the subantarctic South Atlantic. Earth and Planetary Science Letters 175, 145–160
113 | P a g i n a
Channell, J.E.T., Xuan, C., Hodell, D.A. (2009), Stacking paleointensity and oxygen isotope data for the last 1.5Myr (PISO-1500), Earth and Planetary Science Letters 283, 14-23
Cini Castagnoli, G.C., Lal, D. (1980) Solar modulation effects in terrestrial production of carbon-14; Radiocarbon 22, 133-158
Coe, R.S. (1967a) The determination of paleointensities of the Earth’s magnetic field with emphasis on mechanisms which could cause non-ideal behavior in Thellier’s method, Journal of Geomagnetism and Geo-electric 19, 1049-1058
Coe, R.S. (1967b) Paleointensities of the Earth’s magnetic field determined from Tertiary and Quarternary rocks, Journal of Geophysical Research 72, 3247-5281
De Mets, C., Gordon, R.G., Argus, D.G., Stein, S. (1994) Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimate of current plate motions. Geophysical Research Letters 21, 2191–2194
Dickin, A.P. (2006) Radiogenic Isotope Geology; Cambridge University Press, 492p
Dzierma, Y., Wehrmann, H. (2010) Eruption time series statistically examined: Probabilities of future eruptions at Villarrica and Llaima Volcanoes, Southern Volcanic Zone, Chile, Journal of Volcanology and Geothermal Research 193, 82-82
Evans, M.E., Heller, F. (2003) Enviromental Magnetism: Principals and Applications of Enviromagnetics, Academic Press, 295p
Ferraris, F. (1981) Mapas geológicos preliminares de Chile. Hoja Los Angelos-Angol, escala 1:250000. Instituto de Investigaciones Geológicas. Chile
Folguera, A., Yagupsky, D., Zlotnik, S., Iaffa, D., Melnick, D. (2001) Transtension como mecanismo de transicion entre estados de baja y alta particion de la deformation entre 37° y 40°S en el Plioceno y Cuarternario . 11° Congreso Latinoamercicano de Geologica, Simposio “Evolcion tectonica de los Andes” 3. Electronic files, Montevideo
Frank, M., Schwartz, B., Baumann, S., Kubik, P.W., Suter, M., Mangini, A. (1997) A 200 kyr record of cosmogenic radionuclide production rate and geomagnetic field intensity from 10Be in globally stacked deep-sea sediments. Earth and Planetary Science Letters 149, 121-129
Frutos, J., Alfaro, G. (1985) El complejo ofiolítico del ambito eugeosynclinál palaeozoico en la Cordillera de la Costa del sur de Chile., 4° Congreso Geológico Chileno, Actas, Antofagasta, 29-64
Gallet, Y., Genevey, A., Courtillot, V. (2003) On the possible occurrences of “Archeomagnetic jerks” in the geomagnetic field over the past three millennia, Earth and Planetary Science Letters 214, 237-242
Gleeson, L.J., Axford, W.I. (1968) Solar modulation of galactic cosmic rays; Astrophysical Journal 154, 1011-1018
Gogorza C.S.G., Lirio, L.M., Nunez, H., Chaparro, M., Bertorello, H.R., Sinito, A.M (2004) Paleointensity studies on Holocene-Pleistocene sediments from Lake Escondido, Argentina, Physics of the Earth and Planetary Interiors 145, 219-238
Gogorza C.S.G., Sinito, A.M., Di Tomasso, I., Vilas, J.F., Creer, K.M., Nunez, H. (1999) Holocene secular variation recorded by sediments from lake Escondido (South-Argentinia). Earth and Planetary Space 51, 93-106
114 | P a g i n a
Gogorza C.S.G., Sinito, A.M., Tommaso, D.I., Vilas, J.F., Creer, K.M., Nunez, H. (2000) Geomagnetic secular variations 0-12 kyr as recorded by sediments from lake Moreno (southern Argentina). Journal of South Americam Earth Sciences 13, 627-645
Gogorza C.S.G., Sinito, A.M., Lirio, J.M., Nunez, H., Chaparro, M., Vilas, J.F. (2002) Paleosecular variations 0-19.000 years recorded by sediments from Escondido Lake (Argentina). Physics of the Earth and Planetary Interiors 133, 35-55
Guyodo, Y., Channell, J.E.T. (2002) Effects of variable sedimentation rates and age errors on the resolution of sedimentary paleointensity records. Geochemistry, Geophysics and Geosystems 3 (8), (paper 1048)
Guyodo, Y., Valet, J.-P. (1996) Relative variations in geomagnetic intensity from sedimentary records: the past 200 thousand years. Earth and Planetary Science Letters 143, 23–26
Guyodo, Y., Valet, J.P. (1999) Global change in the intensity of the Earth’s magnetic field during the past 800 kyr., Nature 399, 249-252
Heirman, K. (2005) Reconstructie van de deglaciatiegeschiedenis in het gebied van Lago Puychue, zuidelijke Chili, aan de hand van seismische profielen en veldwaarnemingen, Licentiaatscriptie Ugent, Gent, 167 p
Heirman, K., Van Daele, M., Moernaut, J. (2008) Lago Villarrica and Siete Lagos, Région de la Araucania and the région de los Rios Chile. Expediotion Report, Renard Centre of Marine Geology, Universiteit Gent, Gent, 44 p.
Herron, E.M. (1981) Chile Margin near lat 38°S: evidence for a genetic relationship between continental and marine geological features or a case of curious coincidences?; Geological society of America 154, 755-760
Hertegonne, W. (2009) Establishment of a tephrostratigraphy for the late Holocene in the Siete Lagos Region, Southern Chile, Masterscriptie, Universteit Gent, 99 p
Hervé, F. (1977) Petrology of the crystalline basement of the Nahuelbuta mountains South Central Chile., In: Ishikawa, T., Aguirre, L. (Eds), Comparative Studies on the Geology of the Circum-Pacific Orogenic Belt en Japan and Chile, Japan Society for the Promotion of Science, Tokyo, 1-51
Hervé, F. (1994) The Southern Andes between 39° and 44°S latidude: the geological signature of a transpressive tectonic regime related to a magmatic arc. In: Reuter, K.-J., Scheuber, E., Wigner, P. (Eds.), Tectonics of the Southern Central Andes. Springer, Berlin, pp. 243-248
Hoffmann, K.A., Day, R. (1978) Separations of multi-component NRM: a general method. Earth and Planetary Science Letters 40, 433-438
Hofmann, D.I., Fabian, K. (2009) Correcting relative paleointensity records for variations in sediment composition: Results from a South Atlantic Stratigrafic network, Earth and Planetary Science Letters 284, 34-43
Irurzun, M.A., Gogorza, C.S.G., Chaparro, M.A.E., Lirio, J.M. Nunez, H., Vilas, J.F., Sinito, A.M. (2006) Paleosecular variations recorded by Bolocene-Pleistocene sediments from Lake El Trébol (Patagonia, Argentinia). Physics of the Earth and Planetary Interiors 154, 1-17
Irurzun, M.A., Gogorza, G.S., Torcida, S., Lirio, J.M., Nuñez, H., Bercoff, P.G., Marcos A.E. Chaparro, M.A.E., Sinito, A.M. (2009) Rock magnetic properties and relative paleointensity stack between 13 and
115 | P a g i n a
24 kyr BP calibrated ages from sediment cores, Lake Moreno (Patagonia, Argentina), Physics of the Earth and Planetary Interiors 173, 157-168
Johnson, E. A., Murphy, T., Torreson, O. W. (1948) Prehistory of the Earth's magnetic field. Journal of geophysical research 53, 349-372
Kiefer, T., Sarnthein, M., Erlenkeuser, H., Grootes, P.M., Roberts, A.P. (2001) North Pacific response to millennial-scale changes in ocean circulation over the last 60 kyr. Paleoceanography 16, 179–189
King, J., Banerjee, S.K., Marvin, J., Ozdemir, O. (1982) A comparision of different magnetic methods of determining the relative grain size of magnetite in natural materials: some results from lake sediments. Earth and Planetary Science Letters 59, 404-419
Kirschvink, J.L. (1980) The least-squares line and plane and the analysis of paleomagnetic data, Geophysical Journal of the Royal Astronomic Society 62, 699-718
Kissel, C., Laj, C., Muscheler, R., Beer, J. (2003) High resolution global paleointensiteit stack since 75 kyrs (GLOPIS-75) calibrated to absolute values. Geological society of America Abstracts with Programs, 89p
Knudsen, M.D., Riisager, P., Donadini F., Snowball, I., Muscheler, R., Korhonen, K., Personen, L.J. (2008) Variations in the geomagnetic dipole moment during the Holocene and the past 50 kyr, Earth and Planetary Science Letters 272, 319-329
Korte, M., Constable, C. (2005) The geomagnetic dipole moment over the last 7000 years – new results from a global model. Earth and Planetary Science Letters 236, 348-358
Laj, C., Kissel, C., Beer, J. (2004) High resolution global paleointensity stack since 75 kyr (GLOPIS) calibrated to absolute values. In: Channell, J.E.T., Kent, D.V., Lowrie, W., Meert, J.G., (Eds.), Timescales of the Paleomagnetic Field. Geophysical Monograph vol. 145. American Geophysical Union, Washington, DC, USA
Laj, C., Kissel, C., Mazaud, A., Channell, J.E.T., Beer, J. (2000) North Atlantic paleointensity stack since 75 ka (NAPIS-75) and the duration of the Laschampevent. Philosophical Transactions of the Royal Society, Series A 358, 1009–1025.
Lal, D. (1988) Theoretically expected variations in the terrestrial cosmic-ray production rates of isotopes. In: Castagnoli, G.C. (Ed.), Theoretically expected variations in the terrestrial cosmic-ray production rates of isotopes, vol XCV. North-Holland, Amsterdam, pp.215-233
Lal, D., Peters, B.1 (1967) Cosmic ray produced radioactivity on Earth . In: Flugge, S (Ed.), Handbuck der physic, vol 46/2. Springer , Berlin, pp. 551-612
Lavenue, A., Cembrano, J. (1999) Compressional- and transpressional-stress pattern for Pliocene and Quarternary brittle deformation in fore arc and intra-arc zones (Andes of Cantral and Soutern Chile). Journal of structural Geology 21, 1669-1691
Laugenie, C. (1982), La région des lacs, Chili méridional. PhD thesis. Université de Bordeaux III, France, 822 p
Lomnitz, C. (1962) On Andean Structure. Journal of Geophysical Research 67(1): 351-363
Lund, S.P., Schwartz, M. (1999) Environmental factors affecting geomagnetic field intensity estimates from sediments. In: Maher, B., Thompson, R. (Eds.) Quaternary Climate, Environments and Magnetism. Cambridge University Press, New York , pp. 323-351
116 | P a g i n a
Martin, M.W., Duhart, P., McDonough, M., Campos, A., Kato, T.T., Rodriguez, C. and Godoy, E. (1999), Evolution of the late Paleozoic accretionary complex and overlying forarc-magmatic arc, south central Chile (38°-41°S): Constraints for the tectonic setting along the southwestern margin of Gondwana, Tectonics 18: 582-605
Masarik, J., Beer, J. (1999) Simulation of particle fluxes and cosmogenic nuclide production in the Earth’s atmosphere. Journal of Geophysical Research 104, 12009-12111
McDonough, M., Duhart, P. and Crinogla, P. (1997), Naturaleza del alzamiento del basamiento costero y la apertura de la cuenca Osorno-Llanquihue, Xa región: nuevos antecendentes sísmicos y observaciones de terreno., 8° Congreso Geológico Chileno, Actas Vol.1, Antofagasta, 164-168
McElhinny, M.W., McFadden P.L. (2000) Paleomagnetism: continents and Oceans, International geopfysics series, volume 73; Academic Press, 386p
McElhinny, M.W., Senanayake, W. (1982) Variations in the geomagnetic dipole 1, the past 50000 years. Journal of Geomagnetism and Geoelectric 34, 39–51
McHargue, L.R., Jull, A.J.T., Cohen, A., (2010) Measurement of 10Be from Lake Malawi (Africa) drill core sediments and implications for geochronology, Palaeogeography, doi: 10.1016/j.palaeo.2010.02.012
Meynadier, L., Valet, J.P., Weeks, R., Shackleton, N.J., Hagee, V.L. (1992) Relative geomagnetic intensity of the field during the last 140 ka, Earth and Planetary Science Letters 114, 39-57
Melnick, D., Folguera, A., Rosenau, M., Echtler, H. and Potent, S., 2002. Tectonics from the northern segment of the Liquiñe-Ofqui fault system (37°-39°S), Patagonian Andes., Abstract presented at the ISAG International Symposium on Andean Geodynamics, Toulouse, pp. 413-416
Mordojovich, C. (1981) Sedimentary basins of Chilean Pacific off-shore. In: Halbouty, M.T. (Eds.), Energy Resources of the Pacific Regions , AAPG Studies in Geology, American Association of Petroleum Geologists, Tulsa, OK, USA, pp. 63-82
Moernaut, J., De Batist, M., Charlet, F., Heirman, K., Chapron, E., Pino, M., Brümmer, R., Urrutia, R. (2007) Giant earthquakes in South-Central Chile revealed by Holocene mass-wasting events in Lake Puyehue, Sedimentary Geology 195 (3–4), 239–256
Moernaut, J., De Batist, M., Heirman K., Van Daele M., Pino M., Brummer R., Urrutia R. (2009) Fluidization of buried mass-wasting deposits in lake sediments and its relevance for paleoseismology: Results from a reflection seismic study of lakes Villarrica and Calafquen (South-Central Chile); Sedimentary Geology 213, 121-135
Mpodozis, C., Ramos, V. (1989) The Andes of Chile and Argentinia. In: Ericksen, G.E., Cañas Pinochet, M.T., Reinemund, J.A. (Eds.) Geology of the Andes and its Relation to Hydrocarbon and Mineral Resources. Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources, Earth Science Series, pp. 59-90
Müller, R.D., Roest, W.R., Royer, J.-Y., Gahagan, L.M., Sclater, J.G. (1997), Digital isochrones of the world's ocean floor, Journal of Geophysical Research 102 (B2), 3211–3214
Muñoz, J. (1997), Sistemas estructurales Cenozoicos en la Region de los Lagos de Chile. Interpretación de Lineamientos en Imagen Radarsat., In Congreso Geológico Chileno, No. 8, Actas, Vol. 1, Antofagasta, 190-194
Muscheler, R., Beer, J., Kubik, P.W., Synal H.-A. (2005) Geomagnetic field intensity during the last 60.000 yaers based on 10Be and 36Cl from Summit ice cores and 14C; Quaternary Science Reviews 24, 1849-1860
117 | P a g i n a
Muscheler, R., Joos, F., Beer, J., Muller, S.A., Vonmoos, M., Snowball,I. (2007) Solar activity during the last 1000 jyr inferred from radionuclide records, Quarernary Science Reviews 26, 82-97
Needham, J. (1962) Science and civilization in China, vol 4, Physics and Physical Technology, part 1. Phyisics. Cambridge University Press, Cambridge, UK
Ohno, M., Hamano, Y. (1992) Geomagnetic poles over the past 10.000 years. Geophysical Research Letters 19, 1715-1718
Pankhurst, R.J., Weaver, S.D., Hervé, F. and Larrondo, P. (1999) Mesozoic-Cenozoic evolution of the North Patagonian Batholith in Aysén, southern Chile. Journal of the Geological Society 156, 673-694
Paskoff, R.P. (1977) Quaternary of Chile – The state of research. Quaternary Research 8, 2-31
Peng, L., King, J.W. (1992) A late quarternary geomagnetic secular variations record from Lake Waiau, Hawaii, and the question of the pacific non-dipole low. Journal of Geophysic Research 97 (B4), 4407-4424
Peters, C., Thompson, R. (1998) Magnetic identification of selected natural iron oxides and sulphides. Journal of Magnetism and Magnetic Minerals 183, 365-374
Potent, S. (2003) Kinematik und Dynamik neogener Deformationsprozesse des südchilenischen Subduktionssystems, nördlichste Patagonische Anden (37°-40°S). Dissertation, Universität Hamburg, 169 p
Raisbeck, G.M., Yiou, F., Fruneau, M., Loiseaux, J.M., Lieuvin, M., Ravel, J.C. (1981) Cosmogenic 10Be/7Be as a probe of atmospheric transport processes. Geophysical Research Letters 8, 1015-1018
Rapela, C.W., Pankhurst, R.J. (1992) The granites of northern Patagonia and the Gastre Fault System in relation to the break-up of Gondwana, In: B.C. Storey, T. Alabaster and R.J. Pankhurst, Editors, Magmatism and the Causes of Continental Break-Up, Geological Society of London Special Publication, 209-220
Reimer, P.J., Bailliet, M.G.L., Bard, E., Bayliss, A., Beck, J.W., Blackwell, P.G., Bronk Ramsey, C., Bucks, C.E., Burr, G.S., Edwards, R.L., Friedrich, M., Grootes, P.M., Guilderson, T.P., Hajdas, I., Teatons, T.J., Hogg, A.G., Hughen, K.A., Kaiser, K.F., Kromer, B., McCormac, F.G., Manning, S.W., Reimer, R.W., Richards, D.A., Southon, J.R., Talamo, S., Turney, C.S.M., van der Plicht, J., Weyhenmeyer, C.E. (2009) INTCAL09 and MARINE09 radiocarbon age calibration curves, 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon 51, 1111-1150
Scheidegger, A.E. (1965) On the statistics of the orientation of bedding planes, grain axes and similar sedimentological data. U.S. Geological Survey Professional Paper 525-C, 164-167
Seifert, W., Rosenau, M. and Echtler, H. (2003) The evolution of the South Central Chile magmatic arcs: Crystallization depths of granitoids estimated by hornblende geothermobarometry - implications for mass transfer processes along the active continental margin. Neu Jahresbuch für Geologie und Paleontologie 236(1): 115-127
Smith, P.J. (1968) Pre-Gilbertian conceptions of terrestrial magnetism, Tectonophysics 6, 499-510
Smith, P.J. (1970) Petrus Peregrinus Epistola: The beginning of experimental studies of magnetism in Europa, Earth and Scientific Reviews 6, A11-A17
Smith, P.J., Needham, J. (1967) Magnetic declination in medieval China, Nature 214, 1213-1214
118 | P a g i n a
Snowball, I. Sandgren, P. (2002) Geomagnetic field variations in northern Sweden during the Holecene quantified from varved lake sediments and their implications for cosmogenic nuclide productions rates. Holocene 12, 517-530
Stern, C.R., Muñoz, J., Troncoso, R., Duhart, P., Crignola, P. and Farmer, G.L. (2000) The Mid-Tertiary Coastal Magmatic Belt in south-central Chile: The westernmost portion of an extensional event related to late Oligocene changes in plate convergence rate and subduction geometry, In Congreso Geológico Chileno, No 9, Actas, Vol. 2, Puerto Varas, pp. 693-696
Stockhausen, H., Zolitschka, B. (1999) Environmental changes since 13.000 cal. BP reflected in magnetic and sedimentological properties of sediments from lake Holzmaar (Germany). Quarternary Science Reviews 18, 913-925
Stoner, J.S., Channell, J.E.T., Hodell, D.A., Charles, C.D. (2003) A ~ 580 kyr paleomagnetic record from the sub-Antarctic South Atlantic (ODP Site 1089), Journal of geophysical Research 108(B5) 2244
Stoner, J.S., Channell, J.E.T., Hillaire-Marcel, C. (1995) Late Pleistocene relative geomagnetic paleointensity from the deep Labrador Sea – Regional and global correlations, Earth and Planetary Science Letters 134, 237-252
Stoner, J.S., Channel, J.E.T., Hillaire-Marcel, C. (1998) A 200 Kyr geomagnetic stratigraphy for the Labrador Sea: indirect correlation of the sediment record to SPECMAP, Earth and Planetary Science Letters 165-181
Stoner, J.S., Channel, J.E.T., Hillaire-Marcel, C. , Kissel, C. (2000) Geomagnetic paleointensity and environmental record from Labrador Sea Core MD95-2024: global marine sediment and ice core chronostratigraphy for the last 110 kyr, , Earth and Planetary Science Letters 183, 161-177
Stoner, J.S., Laj, C., Channell, J.E.T., Kissel, C. (2002) South Atlantic and North Atlantic geomagnetic paleointensity stacks (0-80 ka): implications for inter-hemispheric correlation, Quaternary Science Reviews 21, 1141-1151
Stoner, J.S., St-Onge, G. (2007) Magnetic Stratigraphy in Paleoceanography: reversals, excursions, Paleointensity and Secular variation. In Developments in marine Geology, Volume 1, Eds: Hillaire-Marcel C., De Vernal A.. Elsevier publications, 843 p
St-Onge, G., Stoner, J.S., Hillaire-Marcel, C. (2003) Holocene paleomagnetic records from the St. Lawrence Estuary, eastern Canada: centennial- to millennial-scale geomagnetic modulation of cosmogenic isotopes; Earth and Planetary science letters 209, 113-130
Tauxe, L. (1993). Sedimentary records of relative paleointensity of the geomagnetic field: theory and practice, Reviews of geophysics 31, 319-354
Tauxe, L. (1998), Paleomagnetic principles and practice, Kluwer Academic Publishers, 299p
Tauxe, L. (2010), Essentialss of paleomagnetism, University of California Press, 512p
Tauxe, L., Steindorf, J.L., Harris, A.J. (2006) Depositional remanent magnetization: Toward an improved theoretical and experimental foundation, Earth and Planetary science letters 244, 515-529
Tauxe, L., Wu, G. (1990) Normalized remanence in Sediments of the Western Equatorial Pacific: Relative Paleointensity of the Geomagnetic Field?. Journal of geophysical Research 95, 12337-1235
Thellier, E., Thellier, O. (1959), Sur l’intensité du champ magnétique terrestre dans le passé historique et géologique, Annual de Geophysics 15, 285-378
119 | P a g i n a
Valet, J.P. (2003) Time variations in geomagnetic intensity, Reviews of Geophysics 41, 1-44
Valet, J.P., Herrero-Brevera, E., LeMouel, J.L., Plenier, G. (2008) Secular variations of the geomagnetic dipole during the past 2000 years, Geochemic, Geophysic, Geosystem 9, doi: 10.1029/2007GC001728
Valet, J.-P., Meynadier, L., Guyodo, Y. (2005), Geomagnetic field strength and reversal rate over the past 2 Million years, Nature 435, 802-805
Van Daele, M., Heirman, K., Moernaut, J. (2009) Región de la Araucanía, Región de los Ríos, Región de los Lagos, Chile Región de Magallanes y la Antarctica chilena, Expedition Report, Renard Centre of Marine Geology, Universiteit Gent, 47 p
Verosub, K.L. (1977) The absence of the Mono Lake geomagnetic excursion from the paleomagnetic record of Clear Lake, California, Earth and Planetary Science Letters 36, 219-230
Volland, S. (2006) Sediment dynamics in Lago Calafquén and Lago Villarrica (Northern Patagonia – Chile): a baseline study on sedimentological processes and considerations in assessing palaeoenvironmental change. Ph.D. Thesis, Technische Universität München, 216 p
Vonmoos,M., Beer, J., Muscheler, R. (2006) Large variations in Holocene solar activity: Constraints from 10Be in the Greenland Ice Core Project ice core, Journal of geophysical research 111, A10105
Wagner, G, Masarik, J., Beer, J., Baumgartner, S., Imboden, D., Kubik, P.W., Synal, H.-A., Suter, M. (2000), Reconstruction of the geomagnetic field between 20 and 60 kyr BP from cosmogenic radionuclides in de GRIP ice core. Nuclear Instruments and Methods in Physics Research B 172, 597-604
Webber, W.R., Higbie, P.R. (2003) Production of cosmogenic Be nuclei in the Earth’s atmosphere by cosmic rays: Its dependence on solar modulation and the interstellar cosmic ray spectrum. Journal of Geophysical Research 108 (A9), 1355
Willner, A.P., Glodny, J., Gerya, T.V., Godoy, E., Massonne, H.-J. (2004), A counterclockwise PTt path of high-pressure/low- temperature rocks from the Coastal Cordillera accretionary complex of south-central Chile: constraints for the earliest stage of subduction mass flow, Lithos 75, 283–310
Willner, A., Hervé, F. and Massonne, H.J. (2000), Mineral chemistry and pressure-temperature evolution of two contrasting high-pressure-low-temperature belts in the Chonos Archipelago, Southern Chile, Journal of Petrology 41: 309-330
Willner, A., Pawlig, S., Massonne, H.J. and Hervé, F. (2001) Metamorphic evolution of spessartine quartzites (coticules) in the high pressure/low temperature complex at Bahia Mansa (Coastal Cordillera of Southern Chile), Can. Mineral 39: 1547-1569
Willmott, V., Domack, E.W., Canals, M., Brachfeld, S. (2006) A high resolution relative paleointensity record from the Gerlache-Boyd paleo-ice stream region, northern Antartic Peninsula. Quarternary Research 66, 1-11
120 | P a g i n a
121 | P a g i n a
Afkoringen lijst
AF Alternerend Veld AMS AcceleratorMassaSpectrometer API Absolute PaleoIntensiteit ARM Anhysteresis Remanente Magnetisatie B Magnetische inductie BIRM Back-field Isothermische Remante Magnetisatie CRM Chemische Remanente Magnetisatie D Declinatie GAD Geocentrische Axiale Dipool H Magnetische veld I Inclinatie
IGRF International Geomagnetic Reference Field IRM Isothermisch Remanente Magnetisatie kARM susceptibiliteit van ARM kLF lage veld susceptibiliteit KRM Karakteristieke Remanente Magnetisatie M Magnetische remanentie
MAD Maximale Hoekafwijking (Maximum Angular Deviation)
NRM Natuurlijke Remanente Magnetisatie NRM xmT NRM bij demagnetisatie stap van x mT PCA Principale Componenten Analyse PSV Paleo Seculaire Variatie RPI Relatieve PaleoIntensiteit SARM ARM gemeten bij 0 mT SIRM Saturatie Isothermische Remanente Magnetisatie S-waarde BIRM/SIRM
122 | P a g i n a
12. Bijlagen
12.1 Bijlage A
Hole ID Core ID From To Colour Litho-logy Description
VILL VSC2 0 0,30 5Y 5/2 St Grayish olive silt lamina
VILL VSC2 0,3 13,10 5Y 5/2 + 7.5Y 2/1 +
10Y 3/2 L Laminated
VILL VSC2 13,1 13,60 5Y 6/1 LG Light gray lamina of fine silt
VILL VILL1A 13,6 34,15 2.5Y 5/2
(dominantly) Lo Faintly laminated
VILL VILL1-TEST-I 34,15 39,75 5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1-TEST-I 39,8 44,35 5Y 5/2 + 10Y 3/2 L Laminated
VILL VILL1-TEST-I 44,35 44,55 2.5Y 7/2 Be Beige, clayey lamination
VILL VILL1-TEST-I 44,55 45,55 5Y 5/2 + 10Y 3/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1-TEST-I 45,55 45,75 2.5Y 7/2 Be Beige, clayey lamination
VILL VILL1-TEST-I 45,75 50,45 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1-TEST-I 50,45 50,75 2.5Y 3/1 T Black sandy lamination (tephra)
VILL VILL1-TEST-I 50,75 57,55 5Y 5/2 + 7.5Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1-TEST-I 57,55 57,75 2.5Y 6/2 Be Beige, fine silty lamination
VILL VILL1-TEST-I 57,75 58,65 5Y 5/2 + 7.5Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1-TEST-I 58,65 59,05 2.5Y 6/2 Be beige, fine silty lamination
VILL VILL1-TEST-I 59,05 66,05 5Y 5/2 + 7.5Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1-TEST-I 66,05 66,15 N 3/0 T Black lamination (tephra)
VILL VILL1-TEST-I 66,15 71,55 5Y 5/2 + 5Y 3/2 L Laminated
VILL VILL1-TEST-I 71,55 71,75 2.5Y 6/2 Be Beige lamination
VILL VILL1-TEST-I 71,75 85,55 5Y 5/2 + 5Y 3/2 +
7.5Y 5/2 L Very finely laminated
VILL VILL1-TEST-I 85,55 85,65 T Gray-black, fine sandy lamination
VILL VILL1-TEST-I 85,65 88,95 5Y 5/2 + 7.5Y 5/2 L laminated
VILL VILL1-TEST-I 88,95 89,25 2.5Y 6/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-I 89,25 92,65 5Y 5/2 + 7.5Y 5/2 L laminated
VILL VILL1-TEST-I 92,65 92,95 2.5Y 6/2 Be beige, fine silty lamination
VILL VILL1-TEST-I 92,95 95,25 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1-TEST-I 95,25 98,75 2.5Y 6/2 + 7.5Y 3/2 L laminated
VILL VILL1-TEST-I 98,75 99,05 2.5Y 7/2 Be beige, fine silty lamination
VILL VILL1-TEST-I 99,05 108,85 5Y 4/2 + 2.5Y 6/2 +
7.5Y 3/2 L laminated
VILL VILL1-TEST-II 108 108,50 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1-TEST-II 108,5 108,90 10YR 7/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-II 108,9 109,10 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1-TEST-II 109,1 109,30 10YR 6/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-II 109,3 111,80 10Y 3/1 L very finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 111,8 111,90 2.5Y 3/3 B brown lamination
VILL VILL1-TEST-II 111,9 113,00 10Y 3/1 L very finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 113 113,40 2.5Y 6/2 Be beige lamina with very fine dark base
VILL VILL1-TEST-II 113,4 116,30 10Y 3/1 L very finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 116,3 121,20 10YR 4/2 Lo very faintly laminated
VILL VILL1-TEST-II 121,2 132,50 5Y 5/2 + 10Y 4/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1-TEST-II 132,5 134,20 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
123 | P a g i n a
VILL VILL1-TEST-II 134,2 135,20 5Y 5/2 + 10Y 4/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1-TEST-II 135,2 140,00 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5 Y 4/3 L very clearly laminated
VILL VILL1-TEST-II 140 142,10 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1-TEST-II 142,1 150,10 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5 Y 4/3 Lo faintly laminated
VILL VILL1-TEST-II 150,1 153,10 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1-TEST-II 153,1 153,60 2.5Y 6/2 Be beige lamina of fine silt
VILL VILL1-TEST-II 153,6 156,20 T very coarse sand and gravel (tephra)
VILL VILL1-TEST-II 156,2 165,30 5Y 5/2 + 10Y 4/2 L finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 165,3 166,10 2.5Y 7/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-II 166,1 166,80 2.5Y 5/1 DG dark gray lamination, a bit more silt
VILL VILL1-TEST-II 166,8 166,90
S sandy lamina
VILL VILL1-TEST-II 166,9 168,35 5Y 5/2 L laminations
VILL VILL1-TEST-II 168,35 168,75 5Y 6/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-II 168,75 171,45 5Y 5/2 + 10Y 4/2 L finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 171,45 171,85 5Y 6/2 Be beige lamination with dark and coarse base
VILL VILL1-TEST-II 171,85 177,15 5Y 5/2 + 10Y 4/2 L finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 177,15 177,45 5Y 6/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-II 177,45 177,65 5Y 5/2 + 10Y 4/2 L finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 177,65 177,95 5Y 6/2 Be beige lamination
VILL VILL1-TEST-II 177,95 180,95 5Y 5/2 + 10Y 4/2 L finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 180,95 181,05 T black-green lamination (tephra)
VILL VILL1-TEST-II 181,05 181,55 5Y 5/2 + 10Y 4/2 L finely laminated
VILL VILL1-TEST-II 181,55 188,15 5Y 5/2 + 10Y 4/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1-TEST-II 188,15 192,20 5Y 5/2 + 10Y 3/2 L finely laminated
VILL VILL1B-II 192,2 192,90 10Y 3/2 DOl Dark green lamina with some sand
VILL VILL1B-II 192,9 212,50 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
5Y 6/2 L finely laminated
VILL VILL1B-II 212,5 213,10 2.5Y 7/2 Be beige lamination
VILL VILL1B-II 213,1 216,10 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1B-II 216,1 219,40 5Y 5/3 + 10Y 3/2 L finely laminated
VILL VILL1B-II 219,4 222,20 7.5Y 6/2 LOl light green silt
VILL VILL1B-II 222,2 223,60 5Y 6/2 F Olive, flacky lamina
VILL VILL1B-II 223,6 224,10 7.5Y 6/2 LOl light green silt
VILL VILL1B-II 224,1 226,10 5Y 5/2 + 10Y 3/2 L very finely laminated
VILL VILL1B-II 226,1 232,60 2.5GY 7/1 + 5Y 5/2 H homogeneous clay to silt with spots
VILL VILL1B-II 232,6 233,00 2.5Y 5/3 L clearly laminated
VILL VILL1B-II 233 233,60 5Y 5/2 ZC clay-silt lamina
VILL VILL1B-II 233,6 233,90 F Olive, flacky lamina
VILL VILL1B-II 233,9 234,40 2.5GY 7/1 C clayey lamina
VILL VILL1B-II 234,4 234,70 5GY 6/1 ZC clay-silt lamina
VILL VILL1B-II 234,7 237,60 5Y 5/2 + 10Y 3/2 L clearly laminated
VILL VILL1B-II 237,6 238,20 2.5Y 7/2 Be beige lamination
VILL VILL1B-II 238,2 241,70 5Y 5/2 + 10Y 3/2 L clearly laminated
VILL VILL1B-II 241,7 242,20 2.5Y 7/2 Be beige lamination
VILL VILL1B-II 242,2 242,70 5Y 4/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1B-II 242,7 258,50 5Y 5/2 + 10Y 3/2 L clearly laminated
VILL VILL2B-I 258,5 261,30 7.5Y 4/3 L finely laminated
VILL VILL2B-I 261,3 261,50 2.5Y 4/2 B brown lamination
VILL VILL2B-I 261,5 267,35 5Y 4/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1Cd-I 267,35 267,45 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 267,45 270,85 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 270,85 271,05 5Y 7/2 Be Beige lamination
124 | P a g i n a
VILL VILL1Cd-I 271,05 274,65 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 274,65 275,45 5Y 4/2 T fine sand
VILL VILL1Cd-I 275,45 277,15 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 277,15 277,35 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 277,35 277,45 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 277,45 277,55 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 277,55 279,65 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 279,65 280,05 2.5Y 3/2 B brown lamination
VILL VILL1Cd-I 280,05 282,35 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 282,35 282,65 N 3/0 T very fine sand (tephra)
VILL VILL1Cd-I 282,65 284,65 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 284,65 285,35 5Y 4/2 + 5Y 5/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 285,35 285,45 7.5Y 6/2 F flacky lamination
VILL VILL1Cd-I 285,45 286,65 5Y 4/2 + 5Y 5/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 286,65 286,75 7.5Y 6/2 F flacky lamination
VILL VILL1Cd-I 286,75 289,15 5Y 4/2 + 5Y 5/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 289,15 290,15 5Y 4/2 + 7.5Y 3/2 +
2.5Y 8/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 290,15 290,35 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 290,35 290,55 5Y 4/2 + 7.5Y 3/2 +
2.5Y 8/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 290,55 290,65 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 290,65 291,55 5Y 4/2 + 7.5Y 3/2 +
2.5Y 8/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 291,55 291,65 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 291,65 292,25 5Y 4/2 + 7.5Y 3/2 +
2.5Y 8/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 292,25 292,55 2.5Y 7/1 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 292,55 294,15 5Y 4/2 + 7.5Y 3/2 +
2.5Y 8/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 294,15 294,35 2.5Y 7/1 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 294,35 296,25 5Y 4/2 + 7.5Y 3/2 +
2.5Y 8/2 L finely laminated
VILL VILL1Cd-I 296,25 302,15 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 302,15 302,45 5Y 6/2 + 7.5Y 2/2 L very finely laminated
VILL VILL1Cd-I 302,45 302,55 7.5Y 2/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 302,55 302,65 5Y 6/2 + 7.5Y 2/2 L very finely laminated
VILL VILL1Cd-I 302,65 302,75 7.5Y 2/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 302,75 302,95 5Y 6/2 + 7.5Y 2/2 L very finely laminated
VILL VILL1Cd-I 302,95 303,05 7.5Y 2/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 303,05 303,15 5Y 6/2 + 7.5Y 2/2 L very finely laminated
VILL VILL1Cd-I 303,15 305,65 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 305,65 305,85 2.5Y 7/1 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 305,85 306,45 7.5Y 4/1 (matrix) T black coarse sand (tephra?)
VILL VILL1Cd-I 306,45 306,65 7.5Y 4/1 DG Dark gray, coarse silt
VILL VILL1Cd-I 306,65 308,55 5Y 4/2 + 5Y 5/2 Lo faintly laminated
VILL VILL1Cd-I 308,55 308,85 7.5Y 8/3 Be Brigth beige lamination
VILL VILL1Cd-I 308,85 309,35 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 309,35 310,65 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 310,65 310,85 2.5Y 7/1 Be Brigth beige lamination
VILL VILL1Cd-I 310,85 313,55 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 313,55 313,65 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 313,65 315,45 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 315,45 315,55 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 315,55 315,95 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
125 | P a g i n a
VILL VILL1Cd-I 315,95 316,15 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 316,15 316,35 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 316,35 316,45 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 316,45 316,55 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 316,55 316,65 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 316,65 319,05 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 319,05 319,25 2.5Y 7/1 Be Brigth beige lamination
VILL VILL1Cd-I 319,25 320,95 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 320,95 321,35 2.5GY 6/1 ZC Light gray clayey silt
VILL VILL1Cd-I 321,35 323,05 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 323,05 323,15 2.5GY 6/1 ZC Light gray clayey silt
VILL VILL1Cd-I 323,15 323,55 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 323,55 323,65 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1Cd-I 323,65 333,15 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 333,15 333,25 7.5Y 6/3 LOl Light green lamination
VILL VILL1Cd-I 333,25 333,25 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 333,25 333,35 7.5Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 333,35 334,05 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 334,05 334,25 2.5Y 6/2 Be Beige-gray lamination
VILL VILL1Cd-I 334,25 334,95 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 334,95 335,15 2.5Y 7/2 Be Beige-gray lamination
VILL VILL1Cd-I 335,15 339,45 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 339,45 339,65 7.5Y 6/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1Cd-I 339,65 340,95 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 340,95 341,15 10Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1Cd-I 341,15 341,65 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 341,65 342,05 7.5Y 3/1 T Black-gray fine sand (tephra)
VILL VILL1Cd-I 342,05 343,85 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 343,85 344,05 7.5Y 5/3 LOl Light green lamination
VILL VILL1Cd-I 344,05 344,05 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 344,05 344,25 2.5Y 7/1 Be Beige-gray lamination silty clay
VILL VILL1Cd-I 344,25 346,65 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 346,65 347,05 2.5Y 6/1 S Light gray fine sand
VILL VILL1Cd-I 347,05 347,35 7.5Y 2/1 T Black fine sand (tephra)
VILL VILL1Cd-I 347,35 348,55 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1Cd-I 348,55 348,65 5Y 4/2 F Flacky lamination
VILL VILL1Cd-I 348,65 355,45 5Y 5/2 + 2.5Y 4/3 L Finely to medium laminated
VILL VILL1C-I 355,45 361,55 5Y 5/2 + 5Y 7/2
(spots) H Homogeneous with spots
VILL VILL1C-I 361,55 375,35 5Y 5/2 + 5Y 5/6 Lo Faintly laminated
VILL VILL1C-I 375,35 375,55 5Y 6/2 Be Beige lamination
VILL VILL1C-I 375,55 375,85 5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-I 375,85 376,85 5Y 5/2 + 5Y 5/6 Lo Faintly laminated
VILL VILL1C-I 376,85 377,05 2.5Y 7/2 Be Bright beige lamination, clay, sharp top, diffuse base
VILL VILL1C-I 377,05 377,75 5Y 5/1 DG Dark gray lamination, diffuse top and base
VILL VILL1C-I 377,75 378,15 2.5Y 4/1 T Dark gray fine sand (tephra)
VILL VILL1C-I 378,15 378,45 5Y 5/6 F Flacky lamina
VILL VILL1C-I 378,45 379,55 5Y 5/2 + 5Y 5/6 Lo Faintly laminated
VILL VILL1C-II 379,55 388,45 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 388,45 388,75 5Y 6/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1C-II 388,75 389,35 10YR 4/1 B Brown lamination
VILL VILL1C-II 389,35 392,75 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
126 | P a g i n a
VILL VILL1C-II 392,75 393,25 10Y 7/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1C-II 393,25 398,55 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 398,55 401,95 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L very finely laminated
VILL VILL1C-II 401,95 402,35 2.5Y 7/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1C-II 402,35 402,65 2.5Y 5/2 B Brown lamination
VILL VILL1C-II 402,65 411,55 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 411,55 411,75 10Y 4/2 F Flacky lamination
VILL VILL1C-II 411,75 411,95 10Y 3/2 DOl Dark green laminination
VILL VILL1C-II 411,95 412,35 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1C-II 412,35 415,15 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 415,15 415,55 7.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-II 415,55 417,05 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 417,05 417,25 7.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-II 417,25 417,65 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 417,65 417,95 7.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-II 417,95 418,55 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 418,55 418,85 7.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-II 418,85 419,45 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 419,45 419,75 7.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-II 419,75 420,55 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 420,55 423,55 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L very finely laminated
VILL VILL1C-II 423,55 424,15 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 424,15 424,45 7.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1C-II 424,45 425,75 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 425,75 426,05 10Y 3/1 T Black-green fine sand (tephra)
VILL VILL1C-II 426,05 428,35 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 428,35 428,75 7.5Y 4/1 Z Dark gray coarse silt
VILL VILL1C-II 428,75 428,95 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1C-II 428,95 430,75 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 430,75 430,95 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1C-II 430,95 431,25 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 431,25 431,28
Bl Black lamina
VILL VILL1C-II 431,28 431,35 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1C-II 431,35 431,95 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL1C-II 431,95 432,25 2.5Y 5/1 T Dark gray fine sand (tephra)
VILL VILL1C-II 432,25 435,45 T Gravel to coarse sand, coarsing upwards (tephra)
VILL VILL1C-II 435,45 438,50 5Y 5/2 + 5Y 5/3 +
10Y 3/2 L finely to medium laminated
VILL VILL2C-I 438,5 439,50 10Y 3/2 DOl Dark green laminination
127 | P a g i n a
VILL VILL2C-I 439,5 447,30 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
7.5Y 5/3 L Finely laminated
VILL VILL2C-I 447,3 447,60 5Y 4/2 T Grayish olive very fine sand (tephra)
VILL VILL2C-I 447,6 456,30 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
7.5Y 5/3 L Finely laminated
VILL VILL2C-I 456,3 463,30 5Y 5/2 H Homogeneous
VILL VILL2C-I 463,3 481,50 5Y 6/3 + 10Y 4/2 +
5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2C-II 481,5 503,00 5Y 5/2 D Intertwining of coarse sand tephra with silt
VILL VILL2C-II 503 504,80 5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL2C-II 504,8 504,90
D Little bit of tephra
VILL VILL2C-II 504,9 508,10 5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL2C-II 508,1 517,40 2.5Y 4/1 H Homogeneous silt
VILL VILL2C-II 517,4 519,40 2.5Y 7/1 C Clay layer
VILL VILL2C-II 519,4 522,20 5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL2C-II 522,2 523,70 5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1D-I 523,7 533,90 2.5Y 6/2 + 5Y 4/2 D Deformed sediment (sand, silt and clay)
VILL VILL1D-I 533,9 539,10 T Coarse sand to gravel (tephra) fining upwards
VILL VILL1D-I 539,1 541,80 T Coarse sand to gravel (tephra) fining upwards
VILL VILL1D-I 541,8 542,30 T Coarse sand (tephra) coarsening upwards
VILL VILL1D-I 542,3 543,10 2.5Y 4/1 + 7.5Y 7/1
+ 2.5Y 6/1 L Finely laminated
VILL VILL1D-I 543,1 543,11
E erosive boundary
VILL VILL1D-I 543,11 546,90 2.5Y 4/1 + 7.5Y 7/1
+ 2.5Y 6/1 L Finely laminated
VILL VILL1D-I 546,9 546,95 7.5Y 7/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1D-I 546,95 547,50 2.5Y 4/1 + 7.5Y 7/1
+ 2.5Y 6/1 L Finely laminated
VILL VILL1D-I 547,5 547,55 7.5Y 7/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1D-I 547,55 548,70 2.5Y 5/1 H Homogeneous gray silt
VILL VILL1D-I 548,7 549,10 5Y 7/1 C Beige-gray clay
VILL VILL1D-I 549,1 552,80 5Y 3/1 SZ Fine sand and silt, fining upwards
VILL VILL1D-I 552,8 557,10 5Y 4/1 + 5Y 6/2 +
2.5Y 5/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1D-I 557,1 557,60 2.5Y 6/1 C Clay lamination
VILL VILL1D-I 557,6 557,70 2.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1D-I 557,7 560,40 2.5Y 6/1 C Homogeneous clay
VILL VILL1D-I 560,4 573,90 10YR 4/1 H Homogeneous silt
VILL VILL1D-I 573,9 575,30 2.5Y 3/1 T medium sand, brown-black (tephra)
VILL VILL1D-I 575,3 580,20 2.5Y 4/1 + 7.5Y 7/1
+ 2.5Y 6/1 T Brown medium sand (tephra)
VILL VILL1D-I 580,2 585,10 2.5Y 3/1 T Brown medium sand (tephra), fining upwards
VILL VILL1D-I 585,1 587,00 2.5Y 3/1 T Brown medium sand (tephra), fining upwards
VILL VILL1D-I 587 588,60 2.5Y 3/1 T Brown medium sand (tephra), fining upwards
VILL VILL1D-I 588,6 591,30 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 591,3 591,50 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1D-I 591,5 594,10 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 594,1 594,40 2.5Y 7/2 F Flacky lamination
128 | P a g i n a
VILL VILL1D-I 594,4 595,80 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 595,8 596,00 2.5Y 7/2 F Flacky lamination
VILL VILL1D-I 596 597,70 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 597,7 597,80 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1D-I 597,8 598,10 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 598,1 598,20 2.5Y 7/2 F Flacky lamination
VILL VILL1D-I 598,2 599,90 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 599,9 600,00 2.5Y 7/2 F Flacky lamination
VILL VILL1D-I 600 603,30 5Y 5/2 + 7.5Y 5/3 + 5Y 3/2 + 2.5Y 7/2 L Laminated
VILL VILL1D-I 603,3 603,40 T Sand (tephra)
VILL VILL1D-I 603,4 604,10 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1D-I 604,1 604,50 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1D-I 604,5 619,90 5Y 5/2 + 5Y 5/4 + 5Y
4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1D-I 619,9 620,00 T Fine sand (tephra)
VILL VILL1D-I 620 624,70 5Y 5/2 + 5Y 5/4 + 5Y
4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 624,7 624,90 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 624,9 625,10 T Fine sand (tephra)
VILL VILL2D-I 625,1 627,00 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 + 10Y 4/2 + 2.5Y 7/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 627 627,40 5Y 5/2 ZC Clay with some silt
VILL VILL2D-I 627,4 629,90 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 + 10Y 4/2 + 2.5Y 7/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 629,9 630,40 2.5Y 6/2 C Clay lamination
VILL VILL2D-I 630,4 631,80 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 + 10Y 4/2 + 2.5Y 7/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 631,8 632,10 T Medium sand (tephra)
VILL VILL2D-I 632,1 632,70 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 + 10Y 4/2 + 2.5Y 7/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 632,7 632,80 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL2D-I 632,8 635,00 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 + 10Y 4/2 + 2.5Y 7/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 635 635,40 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL2D-I 635,4 643,30 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-I 643,3 643,60 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 643,6 649,30 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-I 649,3 649,80 5Y 5/2 SZ Silt lamina with some sand
VILL VILL2D-I 649,8 656,30 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-I 656,3 656,90 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 656,9 660,20 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-I 660,2 663,00 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 663 663,20 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 663,2 669,40 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 669,4 669,50 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
129 | P a g i n a
VILL VILL2D-I 669,5 670,70 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 670,7 670,90 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 670,9 671,20 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 671,2 671,30 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 671,3 672,50 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 672,5 672,80 2.5Y 5/2 C Clay lamination
VILL VILL2D-I 672,8 674,10 T Fine sand (tephra)
VILL VILL2D-I 674,1 674,50 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 674,5 674,70 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 674,7 676,00 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 676 676,20 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 676,2 676,30 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-I 676,3 684,20 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-I 684,2 684,40 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-I 684,4 684,60 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-I 684,6 685,70 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 685,7 689,00 5Y 5/2 + 2.5Y 5/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 689 689,10 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-II 689,1 689,50 5Y 5/2 + 2.5Y 5/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 689,5 689,60 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-II 689,6 689,80 5Y 5/2 + 2.5Y 5/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 689,8 689,85 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-II 689,85 691,80 5Y 5/2 + 2.5Y 5/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 691,8 692,10 2.5Y 5/2 B Brown lamination
VILL VILL2D-II 692,1 692,30 5Y 5/2 + 2.5Y 5/2 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 692,3 692,80 2.5Y 5/2 B Brown lamination
VILL VILL2D-II 692,8 693,10 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL2D-II 693,1 695,10 2.5Y 5/2 B Brown lamination
VILL VILL2D-II 695,1 695,60 2.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL2D-II 695,6 696,30 2.5Y 7/2 C Clay lamination
VILL VILL2D-II 696,3 696,60 2.5Y 5/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL2D-II 696,6 696,70 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-II 696,7 697,20 2.5Y 5/1 L Coarsly laminated
VILL VILL2D-II 697,2 697,90 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL2D-II 697,9 698,80 7.5Y 3/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-II 698,8 699,40 7.5Y 6/2 Be Beige lamination
VILL VILL2D-II 699,4 700,00 7.5Y 3/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL2D-II 700 701,30 5Y 5/2 L Coarsly laminated
VILL VILL2D-II 701,3 715,90 2.5Y 5/2 + 2.5Y 7/1 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 715,9 716,05
Bl Black lamina
VILL VILL2D-II 716,05 717,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 7/1 Lo Very faintly laminated
VILL VILL2D-II 717,3 717,60 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL2D-II 717,6 717,70 2.5Y 7/1 C Clay lamination
VILL VILL2D-II 717,7 718,90 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL2D-II 718,9 719,30 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 719,3 719,50 10Y 4/2 SZ Very fine lamina with some sand
VILL VILL2D-II 719,5 726,20 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 726,2 726,60 T Black fine sand (tephra)
130 | P a g i n a
VILL VILL2D-II 726,6 729,70
SZ Very fine lamina with some sand
VILL VILL2D-II 729,7 732,20 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 732,2 732,25
Bl Black line
VILL VILL2D-II 732,25 734,70 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 734,7 734,90 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 4/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 734,9 735,60 T fine to medium sand (tephra)
VILL VILL2D-II 735,6 740,00 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 4/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL2D-II 740 740,1 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL2D-II 740,1 740,9 T Fine to medium black, white and green sand grains (tephra)
VILL VILL2D-II 740,9 747,8 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 4/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 747,8 747,9 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 747,9 748,50 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1E-I 748,5 748,60 10Y 3/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL1E-I 748,6 750,50 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1E-I 750,5 750,60 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 750,6 751,00 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1E-I 751 751,10 10Y 3/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL1E-I 751,1 754,70 5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 +
10Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1E-I 754,7 758,20 10Y 3/2 + 7.5Y 5/3 +
10Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1E-I 758,2 758,60 7.5Y 5/2 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 758,6 761,40 10Y 3/2 + 7.5Y 5/3 +
10Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1E-I 761,4 761,80 7.5Y 5/2 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 761,8 762,10
SZ Silt and fine sand
VILL VILL1E-I 762,1 767,10 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 767,1 767,30 5Y 5/2 SZ Silt and fine sand
VILL VILL1E-I 767,3 770,20 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 770,2 770,50 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL1E-I 770,5 782,10 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 782,1 782,20 2.5Y 4/2 B Brown lamination
VILL VILL1E-I 782,2 783,80 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 783,8 783,90
Bl Black line
VILL VILL1E-I 783,9 784,40 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1E-I 784,4 784,90 2.5Y 7/1 + 2.5Y 5/1 DG to LG Gray lamination with faint color transitions
VILL VILL1E-I 784,9 785,30 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-I 785,3 785,50 2.5Y 7/2 C Beige clay
VILL VILL1E-I 785,5 785,60 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-I 785,6 785,80 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1E-I 785,8 785,90 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-I 785,9 786,20 2.5Y 7/2 C Beige clay
VILL VILL1E-I 786,2 786,30 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-I 786,3 787,00 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
131 | P a g i n a
VILL VILL1E-I 787 787,05
Bl Black line
VILL VILL1E-I 787,05 794,10 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 794,1 794,30 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-I 794,3 794,50 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 794,5 794,60 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 794,6 796,00 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 796 796,30 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 796,3 801,90 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 801,9 802,00 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 802 809,30 5Y 5/2 + 10Y 4/2 +
7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 809,3 816,80 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 816,8 817,00 10Y 7/1 C Light gray clay
VILL VILL1E-I 817 817,20 10Y 6/1 C Light gray clay
VILL VILL1E-I 817,2 817,30
S Fine sand
VILL VILL1E-I 817,3 826,70 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 826,7 826,80 10Y 7/1 C Light gray clay
VILL VILL1E-I 826,8 827,00 10Y 6/1 C Light gray clay
VILL VILL1E-I 827 827,10
S Fine sand
VILL VILL1E-I 827,1 828,40 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 828,4 828,60 10Y 6/1 C Light gray clay
VILL VILL1E-I 828,6 828,70 2.5Y 4/2 C Brown clay
VILL VILL1E-I 828,7 829,50 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 829,5 829,60 2.5Y 5/2 C Brown clay
VILL VILL1E-I 829,6 830,80 5Y 5/2 + 10Y 3/2 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-I 830,8 831,80 5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1E-I 831,8 832,20 5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-I 832,2 834,10 5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1E-II 834,1 835,80 5Y 4/2 + 7.5Y 6/3 +
2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 835,8 836,00 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 836 844,00 5Y 4/2 + 7.5Y 6/3 +
2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 844 852,70 2.5Y 4/2 + 5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 852,7 852,75
Bl Black line
VILL VILL1E-II 852,75 853,60 5Y 4/2 L Laminated
VILL VILL1E-II 853,6 854,10 2.5Y 6/1 + 2.5Y 3/2 C Clay with heterogeneous colour
VILL VILL1E-II 854,1 854,70 2.5Y 3/2 B Brown lamination
VILL VILL1E-II 854,7 857,70 5Y 4/2 + 2.5Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1E-II 857,7 858,70 5Y 4/2 + 2.5Y 4/2 +
10Y 3/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 858,7 859,00 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 859 861,90 5Y 4/2 + 2.5Y 4/2 +
10Y 3/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 861,9 862,00 2.5Y 7/1 Be Beige lamination
VILL VILL1E-II 862 862,30 2.5Y 4/2 B Brown lamination
132 | P a g i n a
VILL VILL1E-II 862,3 863,90 5Y 4/2 + 2.5Y 4/2 +
10Y 3/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 863,9 864,00 T Very fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-II 864 865,70 5Y 4/2 + 2.5Y 4/2 +
10Y 3/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 865,7 866,00 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-II 866 866,10 5Y 5/2 St Grayish olive lamination
VILL VILL1E-II 866,1 866,80 5Y 4/2 + 2.5Y 4/2 +
10Y 3/2 F Faintly laminated
VILL VILL1E-II 866,8 866,90 2.5Y 7/2 C Beige clay
VILL VILL1E-II 866,9 884,40 5Y 4/2 + 2.5Y 4/2 +
10Y 3/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 884,4 885,50 2.5Y 6/2 Be Beige lamination
VILL VILL1E-II 885,5 886,30 2.5Y 3/2 B Brown lamination
VILL VILL1E-II 886,3 899,60 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 899,6 899,70 T Very fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-II 899,7 902,90 2.5Y 4/2 SZ Silt and fine sand
VILL VILL1E-II 902,9 903,00 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1E-II 903 910,80 2.5Y 4/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1E-II 910,8 911,00 2.5Y 4/2 + 7.5Y 7/3 L Very finely laminated
VILL VILL1E-II 911 911,05 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 911,05 911,20 2.5Y 4/2 + 7.5Y 7/3 L Very finely laminated
VILL VILL1E-II 911,2 911,25 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 911,25 911,50 2.5Y 4/2 + 7.5Y 7/3 L Very finely laminated
VILL VILL1E-II 911,5 911,55 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 911,55 911,80 2.5Y 4/2 + 7.5Y 7/3 L Very finely laminated
VILL VILL1E-II 911,8 911,85 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 911,85 911,90 2.5Y 4/2 + 7.5Y 7/3 L Very finely laminated
VILL VILL1E-II 911,9 911,95 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1E-II 911,95 912,20 2.5Y 4/2 + 7.5Y 7/3 L Very finely laminated
VILL VILL1E-II 912,2 915,20 2.5Y 4/2 + 5Y 4/2 Z Silt lamination with gradual colour change
VILL VILL1E-II 915,2 915,40 5Y 5/3 DOl Dark green lamination
VILL VILL1E-II 915,4 915,50 2.5Y 4/1 B Brown lamination
VILL VILL1E-II 915,5 916,30 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1E-II 916,3 916,50 2.5Y 3/2 DG Dark gray lamination
VILL VILL1E-II 916,5 916,90 T Very coarse sand (tephra)
VILL VILL1E-II 916,9 917,90 7.5Y 5/3 LOl Light green lamination
VILL VILL1E-II 917,9 920,80 2.5Y 5/2 H Homogeneous silt with some sand
VILL VILL1E-II 920,8 921,10 5Y 6/6 LOl Light green lamination
VILL VILL1E-II 921,1 921,50 2.5Y 7/2 Be Bright beige lamination
VILL VILL1E-II 921,5 922,00 2.5Y 4/2 B Brown lamination
VILL VILL1E-II 922 922,80 5Y 4/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1E-II 922,8 923,10 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL2FG-III 923,1 924,00 2.5Y 5/1 DG Gray clay lamina with transitional colour change
VILL VILL2FG-III 924 925,00 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated silt
VILL VILL2FG-III 925 925,10 LG White-gray lamina
VILL VILL2FG-III 925,1 925,30 2.5Y 7/1 Be Gray-beige lamina
VILL VILL2FG-III 925,3 931,00 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated silt
VILL VILL2FG-III 931 931,20 7.5Y 3/2 DOI Dark green tot black lamina of silt and fine sand
VILL VILL2FG-III 931,2 938,15 2.5Y 6/2 + 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated silt
VILL VILL1F-I 938,15 940,25 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 940,25 940,35 2.5Y 6/1 LG Light gray lamination
133 | P a g i n a
VILL VILL1F-I 940,35 940,45 2.5Y 4/1 B Brown lamination
VILL VILL1F-I 940,45 940,65 2.5Y 6/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1F-I 940,65 941,05 5Y 6/4 LOl Light green lamination
VILL VILL1F-I 941,05 941,35 2.5Y 7/1 Be Beige lamination
VILL VILL1F-I 941,35 941,75 2.5Y 6/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1F-I 941,75 941,85 2.5Y 4/2 B Brown lamination
VILL VILL1F-I 941,85 942,15 2.5Y 5/1 C Brown-gray lamination, clay
VILL VILL1F-I 942,15 943,25 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 943,25 943,35 5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1F-I 943,35 946,35 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 946,35 946,75
SZ Silt with some sand
VILL VILL1F-I 946,75 947,85 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 947,85 947,95 5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1F-I 947,95 956,25 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 956,25 956,55 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1F-I 956,55 956,65 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL1F-I 956,65 956,85 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1F-I 956,85 957,25 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 957,25 957,35 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1F-I 957,35 957,95 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 957,95 958,05 7.5Y 5/3 F Flacky lamination
VILL VILL1F-I 958,05 959,05 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 959,05 959,15 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1F-I 959,15 961,05 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 961,05 961,15 2.5Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1F-I 961,15 965,05 2.5Y 5/2 + 2.5Y 5/1
+ 5Y 6/4 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 965,05 965,15 2.5Y 6/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 965,15 965,55 2.5Y 4/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 965,55 965,65 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1F-I 965,65 965,95 2.5Y 5/2 Be Beige lamination
VILL VILL1F-I 965,95 967,15 2.5Y 6/1 + 2.5Y 4/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 967,15 967,35 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1F-I 967,35 967,65 2.5Y 6/1 + 2.5Y 4/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 967,65 967,75 10Y 4/2 DOl Dark green lamination
VILL VILL1F-I 967,75 974,95 2.5Y 5/2 He Heterogeneous
VILL VILL1F-I 974,95 976,65 2.5Y 6/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 976,65 976,75 2.5Y 4/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 976,75 977,95 2.5Y 5/2 C Clay lamination
VILL VILL1F-I 977,95 978,65 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1F-I 978,65 991,05 2.5Y 5/2 + 7.5Y 6/3 Lo Faintly laminated
VILL VILL1F-I 991,05 991,85 2.5Y 6/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 991,85 992,45 2.5Y 4/1 L Very finely laminated
VILL VILL1F-I 992,45 1022,05 2.5Y 5/2 + 5Y 6/3 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1F-I 1022,05 1022,15 T Black fine sand (tephra)
VILL VILL1F-I 1022,15 1022,95 2.5Y 5/2 + 5Y 6/3 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
134 | P a g i n a
VILL VILL1F-I 1022,95 1023,05 T Black fine sand (tephra)
VILL VILL1F-I 1023,05 1024,05 2.5Y 5/2 + 5Y 6/3 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1F-I 1024,05 1024,95 T Black fine sand (tephra)
VILL VILL1F-I 1024,95 1028,55 2.5Y 5/2 + 5Y 6/3 +
2.5Y 4/1 Lo Faintly laminated
VILL VILL1F-II 1028,55 1029,75 2.5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1F-II 1029,75 1030,25 5Y 5/4 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1030,25 1033,95 2.5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1F-II 1033,95 1034,35 5Y 5/4 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1034,35 1055,45 2.5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1F-II 1055,45 1055,55 5Y 5/4 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1055,55 1056,55 2.5Y 5/2 H Homogeneous silt
VILL VILL1F-II 1056,55 1056,75 5Y 7/1 C Beige clay
VILL VILL1F-II 1056,75 1056,95
SZ Silt with some sand
VILL VILL1F-II 1056,95 1061,05 2.5Y 5/2 L Coarsly laminated
VILL VILL1F-II 1061,05 1061,35 5Y 5/2 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1061,35 1061,75 2.5Y 5/2 L Coarsly laminated
VILL VILL1F-II 1061,75 1062,05 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1F-II 1062,05 1063,35 2.5Y 5/2 L Coarsly laminated
VILL VILL1F-II 1063,35 1063,85 7.5Y 7/2 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1063,85 1064,35 2.5Y 5/2 L Coarsly laminated
VILL VILL1F-II 1064,35 1065,05 7.5Y 7/2 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1065,05 1066,75 2.5Y 5/2 + 5Y 3/1 L Medium laminated
VILL VILL1F-II 1066,75 1069,65 7.5Y 7/2 F Flacky lamination (3 laminae)
VILL VILL1F-II 1069,65 1070,75 5Y 5/2 Z Silt lamination
VILL VILL1F-II 1070,75 1071,15 5Y 7/2 C Clay lamination
VILL VILL1F-II 1071,15 1071,45 5Y 5/2 Z Silt lamination
VILL VILL1F-II 1071,45 1073,25 5Y 5/2 F Flacky lamination
VILL VILL1F-II 1073,25 1074,35 2.5Y 5/2 L Coarsly laminated
VILL VILL1F-II 1074,35 1075,55 2.5Y 5/2 Z Silt lamination
VILL VILL1F-II 1075,55 1075,75 2.5Y 6/2 Z Silt lamination
VILL VILL1F-II 1075,75 1131,20 2.5Y 5/2 + 7.5Y 3/2
+ 5Y 6/4 L Medium laminated
VILL VILL2FG-V 1131,2 1131,30 10Y 4/2 DOI Dark green lamina
VILL VILL2FG-V 1131,3 1132,00 5Y 6/2 + 5Y 5/2 L Medium laminated, flacky gray-green silt lamina and gray silt lamina
VILL VILL2FG-V 1132 1132,10 10Y 4/2 DOI Dark green lamina
VILL VILL2FG-V 1132,1 1132,70 5Y 6/2 + 5Y 5/2 L Medium laminated, flacky gray-green silt lamina and gray silt lamina
VILL VILL2FG-V 1132,7 1132,80 T Black silt and very fine sand (tephra)
VILL VILL2FG-V 1132,8 1138,70 5Y 6/2 + 5Y 5/2 L Medium laminated, flacky gray-green silt lamina and gray silt lamina
VILL VILL2FG-VI 1138,7 1141,00 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium to thin laminations
VILL VILL2FG-VI 1141 1141,20 T Fine black sand and silt
VILL VILL2FG-VI 1141,2 1141,40 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1141,4 1142,40 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium to thin laminations
VILL VILL2FG-VI 1142,4 1142,60 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1142,6 1143,90 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1143,9 1144,00 5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL2FG-VI 1144 1144,50 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1144,5 1144,60 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1144,6 1146,20 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1146,2 1146,40 T Fine sand
VILL VILL2FG-VI 1146,4 1146,80 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
135 | P a g i n a
VILL VILL2FG-VI 1146,8 1146,90 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1146,9 1148,80 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1148,8 1148,90 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1148,9 1153,00 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1153 1153,10 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1153,1 1153,70 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1153,7 1153,80 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1153,8 1154,70 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1154,7 1154,80 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1154,8 1154,90 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1154,9 1155,00 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1155 1162,20 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1162,2 1162,30 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1162,3 1164,80 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1164,8 1164,90 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1164,9 1166,00 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1166 1166,30 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1166,3 1168,40 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1168,4 1168,50 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL2FG-VI 1168,5 1169,40 2.5Y 3/1 + 2.5Y 6/1
+ 2.5Y 5/1 Bl to DG
to LG Gray lamination with transitional colour change from dark to light to mid colour
VILL VILL2FG-VI 1169,4 1169,50 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1169,5 1170,30 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1170,3 1170,40 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1170,4 1171,50 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1171,5 1171,70 5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL2FG-VI 1171,7 1172,80 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1172,8 1172,90 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1172,9 1173,50 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1173,5 1173,70 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1173,7 1174,60 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1174,6 1174,80 5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL2FG-VI 1174,8 1176,00 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1176 1176,10 5Y 4/2 LOI Bright green lamination
VILL VILL2FG-VI 1176,1 1176,20 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1176,2 1176,30 10Y 3/2 DOI Dark green lamination
VILL VILL2FG-VI 1176,3 1176,50 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL2FG-VI 1176,5 1176,70 T Very fine black sand
VILL VILL2FG-VI 1176,7 1177,20 5Y 5/2 + 5Y 4/2 L Medium laminations
VILL VILL1G-I 1177,2 1178,00 7.5Y 5/3 + 2.5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1178 1178,40 5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-I 1178,4 1179,30 7.5Y 5/3 + 2.5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1179,3 1179,40 7.5Y 6/3 LOl Light green lamination
VILL VILL1G-I 1179,4 1181,20 7.5Y 5/3 + 2.5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1181,2 1181,70 5Y 6/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-I 1181,7 1181,90 2.5Y 4/1 C Brown-gray clay
VILL VILL1G-I 1181,9 1183,20 7.5Y 5/3 + 2.5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1183,2 1183,50 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1G-I 1183,5 1186,50 7.5Y 5/3 + 2.5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1186,5 1190,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1190 1190,20 2.5Y 7/3 Be Beige lamination
VILL VILL1G-I 1190,2 1190,70 2.5Y 5/2 B Brown lamination
VILL VILL1G-I 1190,7 1190,80 2.5Y 4/2 ZC Dark brown clayey silt
VILL VILL1G-I 1190,8 1192,60 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
136 | P a g i n a
VILL VILL1G-I 1192,6 1192,70 7.5Y 6/2 LOl Light green lamination
VILL VILL1G-I 1192,7 1194,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1194 1194,05 7.5Y 7/1 Be Beige clay
VILL VILL1G-I 1194,05 1194,10 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1194,1 1194,15 7.5Y 7/1 Be Beige clay
VILL VILL1G-I 1194,15 1194,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1194,3 1194,35 7.5Y 7/1 Be Beige clay
VILL VILL1G-I 1194,35 1194,50 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1194,5 1194,55 7.5Y 7/1 Be Beige clay
VILL VILL1G-I 1194,55 1194,70 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1194,7 1194,80 2.5Y 4/1 T Fine sand (tephra)
VILL VILL1G-I 1194,8 1195,00 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-I 1195 1195,40 2.5Y 3/2 Bl Brown/black lamination
VILL VILL1G-I 1195,4 1196,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1196,3 1196,50 T Medium sand (tephra)
VILL VILL1G-I 1196,5 1197,20 2.5Y 6/1 to 2.5Y 3/1 LG to B Light gray to brown lamination with gradual colour change
VILL VILL1G-I 1197,2 1198,70 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1198,7 1198,80 2.5Y 4/2 B Dark brown silt
VILL VILL1G-I 1198,8 1198,90 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1198,9 1199,60 2.5Y 4/2 B Dark brown silt
VILL VILL1G-I 1199,6 1199,80 7.5Y 6/2 LOl Light green lamination
VILL VILL1G-I 1199,8 1201,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1201 1201,10 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-I 1201,1 1202,90 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1202,9 1203,00 T Very fine brown sand (tephra)
VILL VILL1G-I 1203 1203,50 2.5Y 5/2 ZC Brown silty clay
VILL VILL1G-I 1203,5 1203,60 5Y 6/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-I 1203,6 1204,00 2.5Y 5/2 ZC Brown silty clay
VILL VILL1G-I 1204 1204,20 5Y 6/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-I 1204,2 1204,60 2.5Y 5/2 ZC Brown silty clay
VILL VILL1G-I 1204,6 1205,00 5Y 6/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-I 1205 1205,90 2.5Y 5/2 ZC Brown silty clay
VILL VILL1G-I 1205,9 1206,30 5Y 6/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-I 1206,3 1206,80 2.5Y 5/2 ZC Brown silty clay
VILL VILL1G-I 1206,8 1206,90 5Y 6/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-I 1206,9 1219,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1219,3 1219,50 7.5Y 6/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-I 1219,5 1220,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-I 1220,3 1221,10 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1G-I 1221,1 1221,70 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-I 1221,7 1221,80 7.5Y 7/2 LOl Light green lamination
VILL VILL1G-I 1221,8 1223,00 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-I 1223 1225,40
He Heterogeneous, silt and sand with one granule
VILL VILL1G-I 1225,4 1225,50 2.5Y 3/1 T Fine sand (tephra)
VILL VILL1G-I 1225,5 1225,60 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-I 1225,6 1225,70 2.5Y 3/1 T Fine sand (tephra)
VILL VILL1G-I 1225,7 1227,60 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-I 1227,6 1236,80 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-I 1236,8 1240,10 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1240,1 1240,30 2.5Y 7/2 C Beige clay
VILL VILL1G-I 1240,3 1243,00 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1243 1243,30 T Very fine sand (tephra)
VILL VILL1G-I 1243,3 1245,40 5Y 5/2 L Laminated
137 | P a g i n a
VILL VILL1G-I 1245,4 1245,80
SZ Fine sand and silt
VILL VILL1G-I 1245,8 1246,30 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1246,3 1246,50 7.5Y 6/2 LOl Light green lamination
VILL VILL1G-I 1246,5 1249,00 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1249 1249,20
SZ Fine sand and silt
VILL VILL1G-I 1249,2 1250,00 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1250 1250,30 5Y 7/2 ZC Beige silty clay
VILL VILL1G-I 1250,3 1251,00 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1251 1251,40 5Y 7/2 ZC Beige silty clay
VILL VILL1G-I 1251,4 1257,10 5Y 5/2 L Laminated
VILL VILL1G-I 1257,1 1258,40 2.5Y 6/1 LG Light gray lamination
VILL VILL1G-I 1258,4 1258,50 2.5Y 4/1 DG Dark gray lamination
VILL VILL1G-I 1258,5 1260,00 2.5Y 5/2 C Clay
VILL VILL1G-I 1260 1261,10 2.5Y 3/2 B Brown lamination
VILL VILL1G-I 1261,1 1266,10 2.5Y 5/2 + 5Y 6/3 L Laminated
VILL VILL1G-I 1266,1 1267,20 2.5Y 5/2 Z Silt with one granule
VILL VILL1G-I 1267,2 1269,30 2.5Y 5/2 H Homogeneous
VILL VILL1G-II 1269,3 1271,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2
+ 2.5Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1271 1271,10 2.5Y 3/2 B Dark brown lamination
VILL VILL1G-II 1271,1 1277,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2
+ 2.5Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1277 1277,50 2.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1277,5 1279,50 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2
+ 2.5Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1279,5 1281,30 2.5Y 3/2 ZC Dark brown silty clay
VILL VILL1G-II 1281,3 1282,60 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2
+ 2.5Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1282,6 1283,10 2.5Y 2/1 T Black medium sand (tephra)
VILL VILL1G-II 1283,1 1284,10
Z Coarse silt lamination
VILL VILL1G-II 1284,1 1284,20 2.5Y 2/1 T Black medium sand (tephra)
VILL VILL1G-II 1284,2 1286,40 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2
+ 2.5Y 3/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1286,4 1286,50 7.5Y 6/3 Ol Light green lamination
VILL VILL1G-II 1286,5 1287,50 2.5Y 5/2 + 7.5Y 6/3
+ 7.5Y 4/3 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1287,5 1287,60 7.5Y 6/3 Ol Light green lamination
VILL VILL1G-II 1287,6 1289,20 2.5Y 5/2 + 7.5Y 6/3
+ 7.5Y 4/3 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1289,2 1289,30 2.5Y 7/2 Be Bright beige lamination
VILL VILL1G-II 1289,3 1291,30 2.5Y 5/2 + 7.5Y 6/3
+ 7.5Y 4/3 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1291,3 1291,60 2.5Y 3/2 B Dark brown lamination
VILL VILL1G-II 1291,6 1292,20 2.5Y 5/2 + 7.5Y 6/3
+ 7.5Y 4/3 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1292,2 1292,30 2.5Y 3/2 B Dark brown lamination
VILL VILL1G-II 1292,3 1292,40 7.5Y 6/3 Ol Light green lamination
VILL VILL1G-II 1292,4 1292,60 2.5Y 5/2 + 7.5Y 6/3
+ 7.5Y 4/3 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1292,6 1293,20 2.5Y 3/2 B Dark brown lamination
VILL VILL1G-II 1293,2 1302,70 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1302,7 1303,70 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1303,7 1306,40 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1306,4 1306,60 T Very fine black sand (tephra)
VILL VILL1G-II 1306,6 1306,80 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1306,8 1306,90 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
138 | P a g i n a
VILL VILL1G-II 1306,9 1308,00 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1308 1308,10 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1308,1 1308,30 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1308,3 1308,50 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1308,5 1308,60 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1G-II 1308,6 1310,20 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1310,2 1310,50 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1310,5 1315,80 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1315,8 1316,00 10Y 3/2 Ol Dark green lamination with some sand
VILL VILL1G-II 1316 1317,20 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1317,2 1317,30 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1317,3 1318,30 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1318,3 1318,50 7.5Y 6/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1318,5 1326,40 2.5Y 5/2 Lo Faintly laminated
VILL VILL1G-II 1326,4 1327,40 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1327,4 1327,50 7.5Y 4/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1327,5 1328,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1328,3 1328,40 7.5Y 4/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1328,4 1329,10 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1329,1 1329,40 T Fine black sand (tephra)
VILL VILL1G-II 1329,4 1329,60 2.5Y 8/2 ZC Beige clayey-silt lamination
VILL VILL1G-II 1329,6 1330,90 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1330,9 1331,00 7.5Y 4/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1331 1332,80 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1332,8 1332,90 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1332,9 1333,40 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1333,4 1333,50 7.5Y 7/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1333,5 1334,10 7.5Y 2/1 T Black medium sand (tephra)
VILL VILL1G-II 1334,1 1334,30 10Y 8/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-II 1334,3 1337,20 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1337,2 1337,30 7.5Y 4/3 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1337,3 1341,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1341 1341,10 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1341,1 1341,80 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1341,8 1342,20 7.5Y 6/3 F Bright green flacky lamination
VILL VILL1G-II 1342,2 1342,30 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1342,3 1343,00 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1343 1343,10 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1343,1 1345,40 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1345,4 1345,50 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-II 1345,5 1349,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1349,3 1349,40 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1349,4 1350,20 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1350,2 1350,30 2.5Y 7/2 Be Beige lamination
VILL VILL1G-II 1350,3 1351,20 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1351,2 1351,40 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1351,4 1351,70 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1351,7 1352,10 2.5Y 4/2 B Dark brown lamination
VILL VILL1G-II 1352,1 1352,30 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1352,3 1352,40 10Y 3/2 F Flacky lamination
VILL VILL1G-II 1352,4 1352,90 2.5Y 5/2 + 2.5Y 6/2 L Finely laminated
VILL VILL1G-II 1352,9 1353,60 2.5Y 6/1 Be Gray-beige lamination
VILL VILL1G-II 1353,6 1353,80 2.5Y 4/2 B Dark brown lamination
VILL VILL1G-II 1353,8 1358,70 7.5Y 6/3 + 5Y 5/2 L Very finely laminated
139 | P a g i n a
VILL VILL1G-II 1358,7 1358,80 10Y 4/2 Ol Dark green lamination
VILL VILL1G-II 1358,8 1359,30 7.5Y 6/3 + 5Y 5/2 L Very finely laminated
VILL VILL1G-II 1359,3 1359,40 10Y 3/2 Ol Dark green lamination
VILL VILL1G-II 1359,4 1359,80 7.5Y 6/3 + 5Y 5/2 L Very finely laminated
VILL VILL1G-II 1359,8 1359,85 10Y 3/2 Ol Dark green lamination
VILL VILL1G-II 1359,85 1360,00 7.5Y 6/3 + 5Y 5/2 L Very finely laminated
VILL VILL1G-II 1360 1360,05 10Y 3/2 Ol Dark green lamination
VILL VILL1G-II 1360,05 1360,40 7.5Y 6/3 + 5Y 5/2 L Very finely laminated
VILL VILL1G-II 1360,4 1360,50 7.5Y 5/3 Ol Green lamination
VILL VILL1G-II 1360,5 1362,40 7.5Y 6/3 + 5Y 5/2 L Very finely laminated
140 | P a g i n a
12.2 Bijlage B
12.2.1 VPC SC3 4.5-5
The magnetite grains are small, with an average size of less than 0.1 mm
In proportion to the sediment, there are few magnetite minerals.
12.2.2 VPC SC3 9.5-10
The magnetite grains are bigger, with an average size of more than 0.1 mm
There are a lot of magnetite minerals inside this layer
141 | P a g i n a
12.2.3 VPCSC3 14.5-15
The big minerals, bigger than 0.1 mm, can be seen alone in the sample but the little ones are clustered.
12.2.4 VILL1A 70
The minerals in this layer are bigger than the other layers
Average size is around 0.15 mm with minerals who reach a size of 0.3 mm
142 | P a g i n a
12.2.5 VILL1C-I30
This layer is very magnetic. There a lot of magnetite grains inside this one.
The minerals have an moderate size, average size of 0.1 mm
12.2.6 VILL2D-II90
Not so magnetic rich
The minerals are small, with an average size of less than 0.1 mm
143 | P a g i n a
12.2.7 VILL2C-II50
This two photo’s are both from the same layer but the minerals are too small to be seen very well
So the second photo is an enlargement of the first picture so there is no scale
