análisis de parámetros magnéticos aplicados al estudio de

Análisis de parámetros magnéticos

aplicados al estudio de variaciones

paleoseculares y paleoambientales en

sedimentos lacustres

(Laguna Melincué, 33ºS 61ºO)

Romina Valeria Achaga

Directora: Dra. M. Alicia Irurzun

Co-Directora: Dra. Claudia S. G. Gogorza

Tandil, 2017

Facultad de Cs. Exactas - Universidad Nacional del Centro de la

Prov. de Buenos Aires

ÍNDICE

GLOSARIO DE SIGLAS Y ABREVIATURAS……………………………………. 4

OBJETIVOS………………………………………………………………………….. 5

1. INTRODUCCIÓN TEÓRICA…………………………………………………… 6

1.1 El campo geomagnético…………………………………………………… 6

1.2 Variación temporal geomagnética………………………………………. 10

1.2.1. Variación transitoria………………………………………………….. 10

1.2.2. La variación secular (𝑉𝑆)…………………………………………..... 10

1.2.3. Periodicidad de las variaciones seculares……………………….... 11

1.3 Propiedades magnéticas de los materiales……………………………… 12

1.3.1. Susceptibilidad magnética (𝑘)…………………………….... 12

1.3.2. Magnetización Remanente Natural (𝑀𝑅𝑁)………………… 14

1.3.3. Magnetización Remanente Detrítica (𝑀𝑅𝐷)………………. 14

1.3.4. Magnetización Remanente Viscosa (𝑀𝑅𝑉).………………. 16

1.4 Dominios magnéticos……………………………………………….. 16

1.4.1. Dominios Múltiples o Multidominio (𝑀𝐷)...………………………… 18

1.4.2. Dominios Simple (𝐷𝑆)..…...…………………………………………. 18

1.4.3. Dominios Pseudo-Simple (𝐷𝑃𝑆)..…………………………………... 19

1.4.4. Dominios Superparamagnéticos (𝑆𝑃).......…………………………. 19

1.5 Mineralogía magnética de los sedimentos……………………………… 20

1.5.1. Magnetización Remanente Anhistérica (𝑀𝑅𝐴)…………………… 20

1.5.2. Magnetización Remanente Isotérmica (𝑀𝑅𝐼)……………… 21

1.5.2.1Magnetización Remanente Isotérmica de

Saturación (𝑀𝑅𝐼𝑆)……………………………………………….

21

1.5.3. Temperatura de Curie……………………………………………….. 22

1.5.4. Histéresis……………………………………………………………… 22

1.6 Parámetros asociados y cocientes interparamétricos………………….. 24

1.6.1. Factor 𝐹………………………………………………………………... 24

1.6.2. Cociente 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 ………………………………………………………... 25

1.6.3. 𝑀𝑅𝐴/𝑘…………………………………………………………………. 25

1.6.4. 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘..……………………………………………………………… 26

1.6.5. 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆……………………………………………………………. 26

1.6.6. Campo destructivo medio de la 𝑀𝑅𝑁 y de la 𝑀𝑅𝐴 (𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 y

𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 )……………………………………………………………………….

26

2. LABOR EXPERIMENTAL……………………………………………………… 27

2.1 Descripción del sitio………………………………………………………... 27

2.2 Trabajo de campo y extracción de testigos……………………………… 28

2.3 Estudios Previos……………………………………………………………. 31

2.4 Sub-muestreo de los testigo………………………………………………. 32

2.5 Estudios realizados………………………………………………………… 33

3. PROCESAMIENTO DE DATOS………………………………………………. 35

3.1 Correlación………………………………………………………………….. 35

3.2 Análisis de magnetismo de rocas………………………………………… 38

3.3 Análisis paleomagnético………………………………………………....... 55

3.3.1. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒………………………….. 55

3.3.2. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒9………………………… 57

3.3.3. Comparación de los registros direccionales con los modelos

geomagnéticos………………………………………………………………..

59

4. DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS…………………………………........... 61

4.1 Estudios de magnetismo de roca…………………………………………. 61

4.2 Estudios paleomagnéticos…………………………………………. 64

4.3 Observaciones climát icas………………………………………….. 66

5. CONCLUSIONES……………………………………………………………….. 69

Trabajos a futuro………………………………………………………………… 70

REFERENCIAS………………………………………………………………………. 71

APÉNDICE: Equipos utilizados…………….………………………………………. 77

AGRADECIMIENTOS……………………………………………………………….. 83

GLOSARIO DE SIGLAS Y ABREVIATURAS

A

𝐴𝐹 Campo Alterno

𝐴𝑃 Antes del Presente

B

𝐵𝐶𝑅 Campo Coercitivo Remanente

C

𝐶𝐷𝑀 Campo Destructivo Medio

c.m.t. Campo Magnético Terrestre

D

𝐷𝐶 Después de Cristo

𝐷𝑃𝑆 Dominio Pseudo-Simple

𝐷𝑆 Dominio Simple

G

GAD Dipolo Geocéntrico Axial

H

𝐻 Campo magnético aplicado

𝐻𝐶 Campo Coercitivo

𝐻𝐶𝑅 Campo Coercitivo Remanente

K

𝑘 Susceptibilidad Magnética

𝑘ℎ𝑖𝑔ℎ Susceptibilidad Magnética

medida en alta frecuencia

𝑘𝑙𝑜𝑤 Susceptibilidad Magnética

medida en baja frecuencia

L

LIA Pequeña Edad de Hielo

M

𝑀 Magnetización

𝑀𝑆 Magnetización de Saturación

𝑀𝑅𝑆 Magnetización Remanente de

Saturación

MAD Desviación angular máxima

MCA Anomalía Climática Medieval

𝑀𝐷 Multi-Dominio

𝑀𝑅𝐴 Magnetización Remanente

Anhistérica

𝑀𝑅𝐶 Magnetización Remanente

Característica

𝑀𝑅𝑁 Magnetización Remanente

Natural

𝑀𝑅𝐷 Magnetización Remanente

Detrítica

𝑀𝑅𝐼 Magnetización Remanente

Isotermal

𝑀𝑅𝐼𝑆 Magnetización Remanente

Isotérmica de Saturación

𝑀𝑅𝑉 Magnetización Remanente

Viscosa

P

𝑃𝐼𝑅 Paleointensidades Relativas

S

𝑆𝑃 SuperParamagnético

T

𝑇𝐶 Temperatura de Curie

V

𝑉𝑆 Variaciones seculares

X

Susceptibilidad Magnética

Específica

OBJETIVOS

Se prevé contribuir al estudio de lagunas de nuestro país aportando al mejor

conocimiento de la región pampeana argentina. Se usará el potencial que

tienen los sedimentos lacustres de proveer registros continuos y de gran

calidad y la capacidad de las técnicas de mediciones de parámetros

magnéticos.

El objetivo principal de este trabajo es para aportar al conocimiento

paleomagnético y paleoclimático durante el Holoceno tardío. En particular, se

prevé determinar las variaciones seculares de dirección del campo magnético

terrestre, comparar los resultados con variaciones direccionales provenientes

de modelos teóricos; y determinar variaciones en el nivel de la laguna a través

de magnetismo de rocas. Cabe destacar que los modelos son construidos con

los datos de sedimentos lacustres y marinos, arqueomagnéticos y de roca

volcánica que en su mayoría son del hemisferio norte, lo que destaca la

importancia de la realización de este trabajo.

Capítulo 1. Introducción Teórica.

6

1. INTRODUCCIÓN TEÓRICA

1.1. El campo geomagnético

Las mediciones de la dirección y la intensidad del campo magnético terrestre

(c.m.t.) que se han realizado sobre la superficie de la Tierra se basan en que

este es un campo vectorial definido sobre una superficie cuasi esférica.

Las descripciones del c.m.t. en un punto determinado de la Tierra, dada su

naturaleza vectorial, requieren el conocimiento de 3 magnitudes. En la Figura

1.1 están representados los ángulos y componentes con los cuales se define el

c.m.t., para un punto de observación (𝑂) situado en el Hemisferio Austral; el

sistema de coordenadas de referencia está definido por el Norte geográfico

(𝑒𝑗𝑒 𝑥), el Este geográfico (𝑒𝑗𝑒 𝑦) y la vertical del lugar (𝑒𝑗𝑒 𝑧). En la Figura 1.1,

el vector representativo del c.m.t. total (𝑭) emerge en 𝑂 del plano horizontal. En

el plano vertical que contiene a 𝑭, ese vector se puede descomponer en otros

dos: uno horizontal (𝑯) y otro vertical (𝒁); 𝑯 define la dirección del Norte

magnético en el punto de observación 𝑂. El plano vertical así definido es el

meridiano magnético del lugar. El ángulo 𝐷 comprendido entre los meridianos

geográfico y magnético que pasan por 𝑂 define la declinación magnética del

lugar; éste es el ángulo con el cual hay que corregir los azimutes medidos con

una brújula magnética, para referirnos al Norte geográfico. En el plano del

meridiano magnético, el ángulo comprendido entre la componente horizontal

(𝑯) y el c.m.t. total (𝑭) define la inclinación magnética del lugar (𝐼). Por último,

la componente 𝑯 se puede descomponer en el plano horizontal en otros dos

vectores, según las direcciones del Norte (𝑿) y del Este geográfico (𝒀),

respectivamente (Valencio, 1980).


7

Figura 1.1: Componentes del vector representativo del c.m.t. (Valencio, 1980)

El vector 𝑭, trazado sobre la tangente a la línea de fuerza del c.m.t. que pasa

por el punto 𝑂, representa la posición de equilibrio que asumiría en este punto

una aguja imantada, con eje de rotación horizontal y perpendicular al meridiano

magnético; en estas condiciones, la aguja oscilará en el plano del meridiano

magnético hasta alcanzar la posición de equilibrio, que es la que define a 𝑭.

La necesidad de disponer de información global precisa acerca de los valores

de las componentes del c.m.t., ha hecho que se instalaran observatorios

magnéticos a lo largo y a lo ancho de la superficie terrestre. Con los datos

suministrados por estos observatorios se pueden construir mapas mundiales,

en los que se representan los valores de las componentes del c.m.t. para un

año determinado. Así han surgido mapas de isoclinas, donde se unen mediante

curvas los puntos de igual inclinación magnética; de isodinas, en los que se

grafican las líneas de igual intensidad de 𝑭 o alguna de sus componentes; de

isogonas, donde se trazan las líneas de igual declinación.


8

(a)

(b)

Figura 1.2: Mapas de isoclinas del año: (a) 1950 (b) 2015. (NOAA,

https://www.ngdc.noaa.gov/geomag/magfield-wist/)

La información suministrada por los observatorios en los últimos 180 años ha

permitido determinar que las distintas componentes del c.m.t. sufren


9

variaciones con el tiempo. En la Figura 1.2 (a) y (b) se muestran el mapa de

isoclinas del año 1950 y 2015 respectivamente. Esta información es de

suficiente calidad y cantidad como para intentar un análisis matemático del

c.m.t.; este análisis se basa en funciones armónicas esféricas, que permiten

lograr una representación analítica de una función arbitraria definida sobre la

superficie de una esfera. Una de las características de este análisis es que

hace posible asignar a cada término armónico una fuente interna o externa al

globo terrestre. Si se supone que la Tierra es en primera aproximación una

esfera, se puede obtener un c.m.t. principal sobre la superficie de dicha esfera

mediante un potencial escalar, el cual debe satisfacer el operador de Laplace

(2). Dadas las características del c.m.t. se puede aceptar para el mismo una

simetría axial y la solución estará dada por los polinomios de Legendre de

orden cero 𝑃10(cos 𝑝) (Valencio, 1980).

El análisis matemático del c.m.t. pone en evidencia una de las características

más notables: la preponderancia de la armónica de grado uno, es decir, el

término dipolar. El c.m.t. se aproxima notablemente al que se produciría sobre

la superficie terrestre por efectos de una barra fuertemente imantada situada en

su centro y alineada según su eje de rotación. La longitud de este hipotético

imán es pequeña en comparación con el radio terrestre y por ello se lo equipara

a un dipolo.

El análisis del c.m.t. observado sobre la base de los armónicos esféricos,

permite determinar cuál es la intensidad y la orientación, respecto del eje de

rotación terrestre, del dipolo magnético que produce un campo teórico lo más

aproximado posible al observado. La diferencia entre el c.m.t. observado y el

dipolar teórico estaría representada por otros campos, los cuales se pueden

materializar por imanes más débiles colocados trasversalmente respecto del

dipolo (armónicos segundo, tercero, etc.). En un punto cualquiera de la

superficie terrestre, el campo que se obtiene al restar del c.m.t. observado el

campo teórico del dipolo ideal correspondiente a dicho lugar, recibe el nombre

de campo no dipolar.


10

1.2. Variación temporal geomagnética

El c.m.t. tiene variaciones temporarias que lo afectan localmente, las que se

conocen, de acuerdo con su duración, como variación secular y variación

transitoria. Estas variaciones en el tiempo del c.m.t. se conocieron desde el

momento en que fue posible medir periódicamente alguna de sus componentes

en un mismo punto de observación.

1.2.1. Variación transitoria

Su duración es breve. El análisis experimental permite afirmar que la actividad

magnética puede variar de un día a otro. Estas variaciones se clasifican en:

Variación diaria solar.

Variación diaria lunar.

Variación diaria disturbio.

Campo disturbio tormenta.

Estas variaciones pueden considerarse como originadas por campos

magnéticos independientes superpuestos sobre el campo principal, cuyas

fuentes se ubican en el exterior de la Tierra.

1.2.2. La variación secular (𝑉𝑆)

Son las alteraciones del c.m.t. que se manifiestan lenta y progresivamente a

través de los años. Estas variaciones seculares se presentan en todas las

componentes del campo.

Para estimar la variación secular, es necesario comparar valores del c.m.t.

observado, de los cuales se hayan eliminado previamente las variaciones de

período más corto (variaciones diarias y disturbios magnéticos); en la práctica,

esto se logra haciendo observaciones diarias y promediando las componentes

del campo por períodos de muchos días. Para cuantificar la variación secular

en un área es necesario contar con mediciones realizadas en observatorios

magnéticos ubicados en dicha área. De esta forma, ha sido posible conocer la

variación secular acaecida en los últimos 400 años sólo en contados lugares.


11

El estudio de la magnetización remanente de ciertos utensilios hechos por el

hombre y de rocas de la corteza terrestre ha permitido extender el

conocimiento de la variación secular del c.m.t. a tiempos históricos,

prehistóricos y geológicos. Uno de los ejemplos de variación secular más

conocido es el de la declinación y la inclinación magnética. Esta variación tiene

carácter cíclico.

Las 𝑉𝑆 (Rikitake, 1967) pueden deberse a la suma de las siguientes causas:

Disminución del campo dipolar (aproximadamente de un 5 % por siglo)

Desplazamiento hacia el Oeste del campo no dipolar 11’ por año (Bullard

et al., 1950).

Aparente desplazamiento hacia el Norte del campo dipolar axial (del

orden de 10’ de latitud por año)

Variación en la intensidad de campos estáticos (del orden de ±10−7 𝑇

por año).

Algunos investigadores relacionan estas variaciones con la presencia de

corrientes de convección horizontales, próximas a la superficie externa del

núcleo terrestre y postulan un desplazamiento continuo de la corteza y del

manto con respecto al núcleo (Valencio, 1980).

1.2.3. Periodicidad de las variaciones seculares

Se han intentado identificar componentes periódicas en la 𝑉𝑆, describiendo

procesos dinámicos en el núcleo y estableciendo una cronología sobre la base

de datos magnéticos. En particular, los registros que se obtienen a partir de los

sedimentos lacustres son muy útiles para el análisis espectral, debido a que

producen una secuencia temporal continua. En ellos se analizan series

paleomagnéticas poniendo énfasis en la investigación de la periodicidad de las

𝑉𝑆. En tales estudios se buscan las periodicidades de las partes dipolar y no

dipolar del campo, ya sean periodicidades intrínsecas en los mecanismos de

fuentes, o derivas de las fuentes con respecto a la corteza terrestre. (Merrill,

McElhinny, McFadden, 1996).


12

1.3. Propiedades magnéticas de los materiales

Las características magnéticas de las rocas de la corteza terrestre están

definidas por las propiedades de sus minerales constituyentes. La

magnetización remanente de algunas rocas se debe precisamente, a la

presencia de minerales ferrimagnéticos o ferromagnéticos parásitos, en

particular, óxidos de hierro y titanio, y sulfuros de hierro, dispersos en una

matriz de silicato para o diamagnéticos. Estas rocas son capaces de adquirir

diferentes tipos de magnetizaciones remanentes naturales, bajo la acción del

campo magnético terrestre, según distintos procesos fisicoquímicos. Ciertas

propiedades de las magnetizaciones remanentes (temperatura de Curie,

magnetización de saturación) dependen únicamente de la composición química

de los minerales ferrimagnéticos o ferromagnéticos parásitos, pero otras

(susceptibilidad magnética, ciclo de histéresis) también dependen de la forma

de los granos magnéticos, de su anisotropía magnetocristalina, de la cantidad

de minerales por unidad de volumen y de la interacción magnética entre

minerales adyacentes.

1.3.1. Susceptibilidad magnética (𝑘)

La susceptibilidad magnética (𝑘) de un material colocado en un campo

magnético uniforme (𝑯) y que adquiere una cierta magnetización por unidad de

volumen 𝑴 es:

𝑘 = 𝑴/𝑯

En unidades SI, 𝑀 y 𝐻 se miden en 𝐴/𝑚, por lo que 𝑘 es adimensional.

Si 𝑘 es positiva (𝑘 > 0) el cuerpo adquiere una magnetización de igual sentido

que el campo magnético 𝑯. En este caso se dice que el material es para o

ferromagnético según la intensidad de la magnetización. Las propiedades

magnéticas de estos materiales se deben a los momentos magnéticos

asociados al spin de los electrones de algunos de sus átomos constituyentes.

Cuando un material tiene átomos con número impar de electrones tienen un

momento magnético neto debido a que éstos son poseedores de un electrón no

apareado. Los momentos magnéticos de esos átomos, debidos al espín de


13

dichos electrones, reaccionarán ante la presencia de un campo exterior 𝑯,

tenderán a alinearse con el mismo y otorgarán al material características

paramagnéticas. A diferencia de los materiales paramagnéticos en los cuales la

interacción mutua es nula, las propiedades ferromagnéticas de un material se

deben a los momentos magnéticos asociados al espín de los electrones no

apareados de los átomos cuya interacción mutua es muy intensa (Valencio,

1980).

Por el contrario, si es negativa (𝑘 < 0), la magnetización inducida será en

sentido opuesto a 𝑯 y el cuerpo rechazará a las líneas de fuerza de dicho

campo. En este caso se dice que el material es diamagnético. Las

características diamagnéticas de un material se deben a la precesión de

Larmor del movimiento orbital de los electrones de sus átomos constituyentes

en presencia de un campo magnético externo, los momentos magnéticos de los

electrones se orientan en sentido opuesto al campo que los origina (por

ejemplo cuarzo, feldespato y cloruro de sodio). Todo material tiene

características diamagnéticas, las cuales en las sustancias para y

ferromagnéticas son enmascaradas por efectos magnéticos de mayor

intensidad (Valencio, 1980).

La susceptibilidad 𝑘 guarda relación con el tamaño del grano del mineral.

Cuanto más grande sea un grano de mineral ferromagnético, mayor será el

número de dominios que en él se definan y será más fácil su magnetización;

contrariamente, los granos minerales pequeños son magnéticamente duros y

poseen 𝑘 bajas; hasta un tamaño crítico (10−9𝑚 para la magnetita) en que el

material es superparamagnético (𝑆𝑃).

Asimismo se define la susceptibilidad específica como:

=𝑘

Donde es la densidad de la muestra. Las unidades de en el 𝑆𝐼 son 𝑚3

𝑘𝑔.


14

1.3.2. Magnetización Remanente Natural (𝑀𝑅𝑁)

Si llamamos 𝑴 al vector magnetización, podemos expresarlo como:

𝑴 = 𝑴𝒊 + 𝑴𝑹𝑵

En esta expresión 𝑴𝒊 designa a la magnetización inducida. La 𝑀𝑅𝑁 se

denomina primaria o característica y es muy estable a través del tiempo.

Puesto que la edad de la misma es coincidente con la edad geológica de la

roca, es muy útil para definir las características del c.m.t. en un momento dado

del tiempo geológico. Los mecanismos mediante los cuales los distintos tipos

de roca adquieren sus remanencias primarias son diferentes. Asimismo, esas

rocas pueden adquirir magnetizaciones remanentes secundarias durante la

historia geológica posterior a su formación. De esta forma, la magnetización

remanente natural de una roca in situ es, por lo general, la suma de su

remanencia primaria y una o más magnetizaciones secundarias que la

enmascaran en mayor o menor grado.

1.3.3. Magnetización Remanente Detrítica (𝑀𝑅𝐷)

La magnetización remanente detrítica (𝑀𝑅𝐷) se adquiere durante la deposición

y litificación de rocas sedimentarias. El análisis de la 𝑀𝑅𝐷 es complicado

debido a que están involucrados procesos muy complejos durante la formación

de las rocas sedimentarias; entre ellos la variedad de mineralogías

involucradas, la bioturbación, la compactación y distintos procesos químicos.

Debido a estas complicaciones, es importante tener especial cuidado en las

características del material y de las zonas de muestreo que se seleccionan

para estudiar (Tauxe, 1993).

La magnetización adquirida durante la alineación física que ocurre en el

momento de la deposición, se denomina 𝑀𝑅𝐷 deposicional (𝑀𝑅𝐷𝑑) y aquella

adquirida por los procesos de alineamiento físico, que ocurran después de la

deposición pero antes de la consolidación, se denominan 𝑀𝑅𝐷 posdeposicional

(𝑝𝑀𝑅𝐷). Esta última se produce en los 10–20 cm superiores de acumulación de

sedimento, donde el contenido de agua es alto (Figura 1.3).


15

Figura 1.3: Esquema del camino que siguen las partículas magnéticas desde

que caen en la columna de agua hasta la consolidación (modificada de Tauxe,

1993).

Las partículas finas son mejor alineadas por el c.m.t., predominando la 𝑝𝑀𝑅𝐷.

En cambio, las partículas más grandes tienen menor intensidad de

magnetización y están menos libres para moverse dentro de los huecos en los

sedimentos recientemente depositados; por lo tanto no resultan alineadas en

forma efectiva, ya sea por procesos deposicionales o posdeposicionales.

Para cualquier grano de tamaño mayor que un grano de arena, las energías

mecánicas comienzan a ser más importantes que el efecto de alineamiento

producido por el c.m.t. sobre las partículas ferromagnéticas. Así, es más difícil

para partículas de arena y grava adquirir una 𝑀𝑅𝐷 significativa. Además, los

sedimentos gruesos son generalmente permeables y pueden experimentar

cambios químicos debido a la circulación de agua subterránea, con probables

efectos sobre los minerales ferromagnéticos. Por esto, los granos de arcilla o

arenas finas se prefieren en los estudios paleomagnéticos, y se evitan los de

mayor tamaño.


16

La fijación de la 𝑀𝑅𝐷 ocurre cuando las partículas de sedimento se secan y la

consolidación restringe el movimiento. Una vez que el contacto físico de los

granos del entorno inhibe el movimiento, la 𝑀𝑅𝐷 se fija mecánicamente. La

fijación se extiende durante el período de secado y consolidación, con un rango

estimado mayor de 100 años, dependiendo del entorno. Las partículas

ferromagnéticas más grandes se fijan probablemente antes que las más finas

ubicadas en los intersticios (Tauxe, 1993).

1.3.4. Magnetización Remanente Viscosa (𝑀𝑅𝑉)

La magnetización remanente adquirida por un material con características

ferromagnéticas sufre cambios graduales con el transcurso del tiempo. Este

cambio no es importante en los lapsos del orden de ensayos de laboratorio,

pero para rocas de la corteza terrestre, para las que hay que considerar la

escala de tiempo geológica, el cambio puede ser importante. Esta variación

lenta de la magnetización se conoce como viscosidad magnética.

La viscosidad magnética afecta a la 𝑀𝑅𝑁 de dos formas: una porque produce

un decaimiento lento de la 𝑀𝑅𝑁 primaria adquirida por las rocas y otra porque

las mismas adquieren una magnetización remanente, llamada viscosa (𝑀𝑅𝑉),

bajo la acción del c.m.t. En efecto, si se someten rocas durante un período

largo a la acción de un campo magnético débil, algunas habrán adquirido una

𝑀𝑅𝑉 en la dirección del campo aplicado. Así, tanto el decaimiento viscoso

como la 𝑀𝑅𝑉 enmascaran la 𝑀𝑅𝑁 primaria con el transcurso del tiempo y

desde el punto de vista paleomagnético, se comporta como un ruido

indeseable.

Los granos con fuerzas coercitivas más bajas adquieren rápidamente 𝑀𝑅𝑉, y

por lo tanto son portadores de la misma. Esta conexión causal entre baja

coercitividad y predominancia en portar la 𝑀𝑅𝑉 es importante para explicar la

desmagnetización de 𝑀𝑅𝑉 en rocas con presencia de magnetita (Butler, 1992).

1.4. Dominios magnéticos

Algunos materiales, en particular los ferromagnéticos, están constituidos por

dominios o zonas locales, caracterizadas por una magnetización espontánea


17

dada, dentro de los cuales existe un perfecto ordenamiento de los momentos

magnéticos atómicos; este concepto fue propuesto por Weiss en 1907. Sin

embargo, los momentos magnéticos de dominios vecinos no son paralelos

entre sí en presencia de campos de poca intensidad, e incluso son

antiparalelos en un estado desmagnetizado perfecto. Las zonas de transición o

de discontinuidad entre dominios magnéticos vecinos se denominan paredes

de Bloch (Figura 1.4). A través de dichas paredes la dirección de los spines de

los electrones no apareados debe cambiar continuamente, desde la

correspondiente a un dominio hasta aquella del dominio vecino. Esto implica

que a través de una pared de Bloch, los momentos magnéticos atómicos

poseen direcciones muy distintas de aquellas correspondientes al eje de

magnetización fácil del cristal (Valencio, 1980).

Figura 1.4: Esquema de las paredes de Bloch

La orientación de los momentos magnéticos atómicos en el material está sujeta

a la acción de las fuerzas resultantes de distintas energías, a saber: energía de

permuta, magnetocristalina, magnetoelástica, térmica y magnetoestática. Tanto

el grosor como la energía de la pared son los resultantes del equilibrio entre la

energía de permuta y la energía magnetocristalina; la acción de la primera

tiende a aumentar el grosor de la pared mientras que la de la segunda tiende a

disminuirla (Valencio, 1980).

Consecuentemente, los dominios magnéticos juegan un rol significativo en el

control de las propiedades magnéticas de materiales magnéticos naturales.

Una propiedad importante de los materiales ferromagnéticos es que tienen un


18

momento magnético neto mucho más grande que en el caso de materiales

paramagnéticos o diamagnéticos. Esta magnetización remanente se debe a

que las interacciones magnéticas de intercambio entre átomos vecinos son tan

fuertes que son capaces de alinear los momentos ferromagnéticos atómicos a

pesar de las agitaciones térmicas. El espesor de las paredes depende de las

energías involucradas por las regiones de adyacencia, y en general las zonas

son de dimensiones comparables a 100 átomos, aproximadamente 0,01 a

0,1 𝜇𝑚 (Valencio, 1980).

1.4.1. Dominios Múltiples o Multidominio (𝑀𝐷)

Cuando las muestras que presentan dominios múltiples son sometidas a la

influencia de un campo magnético externo, se producen movimientos de las

paredes de los dominios favoreciendo el crecimiento de aquellos con

componentes de magnetización en la dirección del campo aplicado. Cuando el

campo aplicado es moderado, la magnetización inducida tiene una

dependencia lineal con el mismo, y las paredes del dominio se mueven en

zonas de campo reversible. Una vez removido el campo, las paredes vuelven a

su posición de equilibrio, correspondiente a la energía mínima. Por el contrario,

si los campos aplicados son fuertes, las paredes de los dominios son atrapadas

en zonas donde no pueden volver a su posición de equilibrio original, cayendo

a puntos de equilibrio locales. De esta forma, por “atrapamiento” de las paredes

de los dominios, es que una magnetización remanente puede surgir a partir de

la aplicación de campos magnéticos a materiales con este tipo de dominio.

Cuando la magnetización de todos los dominios está alineada con la dirección

del campo aplicado, se dice que la muestra llegó a la saturación (Thompson

and Oldfield, 1986).

1.4.2. Dominios Simple (𝐷𝑆)

Cuando los granos son suficientemente pequeños se puede despreciar el

efecto de la energía de sus paredes en los procesos de magnetización y

considerar que el material se comporta como un dominio magnético simple. La

magnetización remanente de los granos con dominio simple es mucho mayor y


19

más estable que aquella de granos multidominio (Thompson and Oldfield,

1986).

En el caso de dominios magnéticos de hierro de forma esférica, la densidad de

la energía magnetoestática es de 6 𝑥 105 𝐽/𝑚3 dado que la energía de la pared

es de 0,1 𝐽/𝑚2, surge que el tamaño crítico de la partícula de hierro que aún

conserva las características totales de un dominio es del orden de 0.01 𝜇𝑚, las

partículas más pequeñas podrían comportarse como dominios simples (Maher

and Thompson, 1999)

1.4.3 Dominios Pseudo-Simple (𝐷𝑃𝑆)

La estructura magnética y el comportamiento de los granos 𝐷𝑃𝑆, son un

intermedio entre los granos 𝐷𝑆 y los granos 𝑀𝐷 en el que las partículas

contienen más de un dominio pero exhiben muchas de las propiedades típicas

de las partículas 𝑆𝐷. En particular estos granos tienen una remanencia estable

pero son de una intensidad más débil que los granos 𝐷𝑆. Los granos de 𝐷𝑃𝑆

son muy comunes en muchos tipos de rocas (Maher and Thompson, 1999).

1.4.4. Dominios Superparamagnéticos (𝑆𝑃)

Se presentan en materiales con granos muy pequeños, con diámetros de

alrededor de 0.001 𝜇𝑚 a 0.01 𝜇𝑚. Estos granos no adquieren una

magnetización remanente, ya que a temperatura ambiente las energías

térmicas son comparables a las energías magnéticas involucradas. Sin

embargo, en presencia de un campo aplicado tienen una alineación magnética

total.

La susceptibilidad, en el caso de granos con dominios superparamagnéticos,

resulta ser mucho mayor que la que se obtiene en una cantidad equivalente de

granos con dominios simples o múltiples. Esto significa que la presencia de una

pequeña proporción de granos superparamagnéticos en una muestra natural

puede tener un importante efecto en su valor de susceptibilidad (Thompson and

Oldfield, 1986).


20

1.5. Mineralogía magnética de los sedimentos

Con el objeto de caracterizar desde el punto de vista magnético a los

sedimentos lacustres, se llevan a cabo experiencias en el laboratorio que

consisten en mediciones mediante diferentes técnicas de magnetización y ciclo

de histéresis. A partir de estos estudios es posible establecer la concentración,

mineralogía y tamaño de grano de los minerales magnéticos involucrados. En

la siguiente tabla se detallan los valores aproximados de algunos parámetros

para los diferentes minerales magnéticos.

Tabla 1.1: Propiedades magnéticas típicas de muestras minerales (Maher y

Thompson, 1999). Los parámetros se definen en las secciones subsiguientes.

Mineral

𝑇𝐶

(°𝐶)

𝑀𝑆

(𝐴𝑚2/𝑘𝑔)

(10−6𝑚3/𝑘𝑔)

𝑀𝑅𝐴

(𝑚𝐴𝑚2/𝑘𝑔)

𝑀𝑅𝐼𝑆

(𝐴𝑚2/𝑘𝑔)

Magnetita 575 92 400-560 18-110 9-22

Titanomagnetita 200 24 170-200 80-480 7-12

Hematita 675 0.5 0.6 0.002 0.24

Ilmenohematita 100 30 25 480 8

Greigita 300 20 120 110 11

Pirrotita 300 17 50 80 4.5

Goethita 150 0.5 0.7 0.005 0.05

Hierro 770 220 2000 800 80

Paramagnético 1/T - 1 0 0

Diamagnético constante - -0.006 0 0

1.5.1. Magnetización Remanente Anhistérica (𝑀𝑅𝐴)

Se conoce como 𝑀𝑅𝐴 a la magnetización remanente originada en una

sustancia ferromagnética, como consecuencia de la acción simultánea de un

campo magnético constante (ℎ) y un campo magnético alterno decreciente (𝐻)

de mayor intensidad, cuya magnitud se reduce lentamente a 0. Este campo

inicialmente satura la sustancia ferromagnética durante cada uno de sus ciclos.


21

Es particularmente sensible a tamaños de grano de dominio simple y pseudo-

simple (𝐷𝑆 y 𝐷𝑃𝑆) (Thompson and Oldfield, 1986).

1.5.2. Magnetización Remanente Isotérmica (𝑀𝑅𝐼)

La magnetización remanente adquirida por la exposición a un campo

magnético intenso a temperatura constante, usualmente temperatura ambiente,

se llama magnetización remanente isotérmica (𝑀𝑅𝐼). Esto puede surgir

naturalmente (por un rayo, por ejemplo), pero más comúnmente se refiere a los

procedimientos utilizados en el laboratorio, donde una muestra es expuesta a

un campo conocido. La magnitud de la magnetización depende de la intensidad

del campo aplicado. Esta dependencia se estudia sometiendo a la muestra a

campos cada vez más intensos, y midiendo la magnetización después de cada

exposición (Thompson and Oldfield, 1986).

1.5.2.1 Magnetización Remanente Isotérmica de Saturación (𝑀𝑅𝐼𝑆)

Si el campo que se utiliza para impartir una 𝑀𝑅𝐼 es suficiente para alcanzar la

saturación, se habla de magnetización remanente isotérmica de saturación

(𝑀𝑅𝐼𝑆). La 𝑀𝑅𝐼𝑆 se utiliza a menudo para representar la remanencia adquirida

por una muestra después de la exposición al mayor campo disponible en el

laboratorio. Este suele ser del orden de 1,2 𝑇 y puede, o no, en realidad

alcanzar la verdadera saturación. El espectro de coercitividad obtenido por el

incremento de 𝑀𝑅𝐼 es una técnica de laboratorio muy utilizada para obtener

información acerca de las características mineralógicas de la muestra

(Thompson and Oldfield, 1986).

Si a una muestra que alcanzó la 𝑀𝑅𝐼𝑆, se le aplican campos reversos de

magnitudes crecientes, la magnetización adquirida va disminuyendo, hasta que

para un determinado campo, la magnitud de la remanencia es cero. Dicho

campo es denominado coercitividad de la remanencia, 𝐵𝐶𝑅. Este parámetro

guarda relación con el tipo de material magnético que compone la muestra y el

tamaño de grano magnético. Para la mayoría de los minerales ferrimagnéticos,

𝐵𝐶𝑅 varía entre 10 𝑚𝑇 para granos multidominios y 50 𝑚𝑇 para dominios

simples. Valores mayores a 100 𝑚𝑇 son comunes para minerales

antiferromagnéticos (Turner, 1997).


22

1.5.3. Temperatura de Curie

Las propiedades magnéticas de los materiales ferri y ferromagnéticos cambian

dramáticamente a una temperatura crítica particular, llamada de Temperatura

de Curie (𝑇𝐶). Por debajo de esta temperatura un material ferromagnético

puede tener magnetizaciones muy altas, mientras que por encima de la 𝑇𝐶 el

ordenamiento ferromagnético se rompe y pasa a comportarse como un

paramagnético (Thompson and Oldfield, 1986).

Este parámetro es de gran ayuda para diagnosticar la presencia de minerales

magnéticos en una muestra. En la Tabla 1.1 se muestran algunos valores

característicos.

1.5.4. Histéresis

En la Figura 1.5 se muestra la magnetización adquirida (𝑀) versus campo

aplicado (𝐻) de una muestra natural compuesta de una mezcla de materiales

ferrimagnéticos y paramagnéticos. La curva comienza con la muestra

desmagnetizada (𝑀 = 0), esta magnetización crece lentamente a medida que

aumenta el campo, si se quita este campo, la magnetización vuelve a cero

(estado reversible). A medida que el campo aumenta, la magnetización cambia

el comportamiento lineal y deja de ser reversible como con campos bajos, a

este fenómeno se lo denomina histéresis (Thompson y Oldfield, 1986).

La pendiente del loop a magnetización cero es la magnetización inicial o

magnetización a campos bajos. Para un material paramagnético, a medida que

aumenta el campo, una magnetización débil continua creciendo a ritmo

constante, mientras que para un ferrimagnético la curva alcanza la saturación.

A la magnetización a la cual satura se la denomina magnetización de

saturación 𝑀𝑆. A medida que el campo empieza a reducirse, la magnetización

tambien se reduce, alcanzando el valor de 𝑀𝑅𝑆 cuando el campo es

completamente removido. Al aplicar campos en la dirección opuesta, la

magnetización se reduce hasta el valor cero nuevamente, el campo al cual esto

ocurre se denomina campo coercitivo 𝐻𝐶. Pero es necesario un campo mayor

para eliminar la magnetización remanente, este campo es 𝐻𝐶𝑅, la coercitividad

de remanencia (Evans and Heller, 2003).


23

Figura 1.5: Ciclo de histéresis magnética (𝑀 vs. 𝐻) para una muestra natural

típica con algunos parámetros indicados en la curva (Evans and Heller, 2003).

A partir de la curva de histéresis puede construirse una gráfica de la relación

entre la remanencia de saturación y la magnetización de saturación 𝑀𝑅𝑆/𝑀𝑆 vs.

la relación entre la coercitividad de remanencia y el campo coercitivo, 𝐻𝐶𝑅/𝐻𝐶.

Esta gráfica fue propuesta por Day et al. (1977), como un método para

discriminar el estado del dominio de una muestra (𝐷𝑆, 𝐷𝑃𝑆 o 𝑀𝐷). En la Figura

1.6 se muestran las curvas teóricas para la magnetita construida a partir del

estudio de diferentes composiciones de volumen de granos 𝑀𝐷 o 𝑆𝑃 en granos

𝑆𝐷 (Day, 1997; Dunlop, 2002).


24

Figura 1.6: Curvas Teóricas del diagrama de Day modificadas por Dunlop

(2002) calculadas para la magnetita. Los números a lo largo de las curvas son

fracciones de volumen de una componente blanda (𝑆𝑃 o 𝑀𝐷) en gránulos 𝑆𝐷.

1.6. Parámetros asociados y cocientes interparamétricos .

1.6.1. Factor 𝐹

El factor 𝐹 se define mediante la siguiente relación:

𝐹 % = 𝑘𝑙𝑜𝑤 − 𝑘ℎ𝑖𝑔ℎ

𝑘𝑙𝑜𝑤 ∗ 100

Donde 𝑘𝑙𝑜𝑤 es la susceptibilidad medida en baja frecuencia (470 𝐻𝑧) y 𝑘ℎ𝑖𝑔ℎ es

la susceptibilidad medida en alta frecuencia (4700 𝐻𝑧). Este factor permite


25

estimar el porcentaje del material con dominios 𝑆𝑃 existente en la muestra

como se puede ver en la Tabla 1.2.

Tabla 1.2: Interpretación de los valores del factor 𝐹(%) (Bartington Instruments

Ltd., 1994. Operation Manual).

𝐹 bajo < 2% No hay granos 𝑆𝑃 (< 10%)

𝐹 medio (2 − 10)% Mezcla de granos 𝑆𝑃 con granos no 𝑆𝑃

de mayor tamaño, o granos 𝑆𝑃 <

0,005 𝜇𝑚.

𝐹 alto (10 − 14)% Todos son granos 𝑆𝑃 (> 75%)

𝐹 muy alto > 14% Valores raros, medición errónea,

anisotropía, muestra débil o contaminada

1.6.2. Cociente 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜

Se define como

𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 = −𝑀𝑅𝐼−300𝑚𝑇

𝑀𝑅𝐼𝑆

Donde 𝑀𝑅𝐼−300𝑚𝑇 es la 𝑀𝑅𝐼 adquirida con un campo reverso aplicado de

300 𝑚𝑇. La mayoría de los minerales ferrimagnéticos (minerales

“magnéticamente blandos”, como la magnetita) saturan en campos menores a

300 𝑚𝑇, de modo que 𝑀𝑅𝐼−300𝑚𝑇 es aproximadamente igual a 𝑀𝑅𝐼𝑆,

obteniéndose un valor de 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 alrededor de 1. Materiales antiferromagnéticos

como hematita y goethita (minerales magnéticamente “duros”) muestran

valores de 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 menores, alrededor de 0.7 − 0.8 (Turner, 1997).

1.6.3. 𝑀𝑅𝐴/𝑘

La 𝑀𝑅𝐴 es sensible a granos ferrimagnéticos finos cercanos al límite 𝐷𝑃𝑆/𝐷𝑆.

Por otro lado, todos los minerales ferrimagnéticos presentes en una muestra

contribuyen a la 𝑘. De modo que, si las muestras contienen de manera

homogénea minerales ferrimagnéticos, este cociente aumenta a medida que


26

disminuye el tamaño de grano. Si la presencia de minerales 𝑆𝑃 es muy grande

el cociente decrece notablemente (Turner, 1997).

1.6.4. 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘

Tiene una respuesta similar al cociente anterior, aumentando a medida que

aumenta la proporción de granos finos. Como también depende de 𝑘, decrece

mucho cuando la fracción de granos 𝑆𝑃 es importante (Turner, 1997). El

cociente 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 también es útil como indicador de la presencia de greigita

cuando se obtienen valores mayores a 25 − 30 𝑘𝐴/𝑚 (Roberts et. al., 1996).

1.6.5. 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆

También aumenta al disminuir el tamaño de grano, con la diferencia que, como

los granos con dominios 𝑆𝑃 no contribuyen ni a la 𝑀𝑅𝐴 ni a la 𝑀𝑅𝐼𝑆 se evitan

ambigüedades debidas a la presencia de granos muy pequeños (Turner, 1997).

1.6.6. Campo destructivo medio de la 𝑀𝑅𝑁 y de la 𝑀𝑅𝐴 (𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 )

Es el campo magnético necesario para que la intensidad de la 𝑀𝑅𝑁 o la 𝑀𝑅𝐴

disminuya al 50% de su valor inicial. Brinda información sobre la estabilidad de

las muestras y tamaños de granos magnéticos. Es una medida de la

coercitividad de los portadores de la remanencia y por lo tanto depende de la

mineralogía y tamaño de grano magnético. Cuando la mineralogía magnética

es uniforme, el campo destructivo medio de la magnetización remanente

natural informa sobre el tamaño de grano magnético (Turner, 1997).

Capítulo 2. Labor Experimental

27

2. LABOR EXPERIMENTAL

2.1. Descripción del sitio de estudio

La laguna Melincué (Figura 2.1) es un espejo de agua dulce poco profundo

(aproximadamente 4 𝑚 de profundidad en 2014, según Guerra et al., 2015),

ubicado en la provincia de Santa Fe, Argentina (33 ° 41 ′27.8′′𝑆,

61 ° 31 ′36.5′′𝑂).

Figura 2.1: Ubicación de la laguna Melincué, Santa Fe, Argentina. Vista

satelital.

La laguna se encuentra ubicada en la llanura pampeana y tiene un área de

alrededor de 1495 𝑘𝑚2, la cual fue reducida a 678 𝑘𝑚2 por la construcción en

1941 y el reacondicionamiento en 1977, del canal de San Urbano. Dicha

construcción fue realizada para disminuir el área de influencia real de la laguna

y evitar inundaciones (melincue.gob.ar). En esos momentos, el nivel de la

laguna era tan alto que llegaba a la ciudad de Melincué. Durante 2017, aún con

el canal en funcionamiento, la laguna desbordó inundando parte de la ciudad.

Pasotti et al. (1984), muestran mapas donde se puede encontrar la evolución

de la laguna. Las inundaciones están relacionadas con episodios de El Niño,

con eventos de alta precipitación (Guerra et al., 2015).


28

La cuenca se ubica en un bloque tectónico hundido. La laguna es una cuenca

cerrada sin afluentes o efluentes de flujo permanente importantes, y el agua

solamente se elimina por evaporación (Pasotti et al., 1984).

La precipitación media anual es de unos 970 𝑚𝑚, con las más altas

precipitaciones durante el otoño. Las temperaturas medias anuales varían entre

9,5° 𝐶 y 24°𝐶 en invierno y verano, respectivamente. La descripción general del

clima actual es subhúmedo-húmedo templado. La laguna Melincué está situada

al 𝑁𝐸 de la diagonal árida, que divide a los vientos del Oeste de la Patagonia

del sistema Monsonal de Sudamérica (Bruniard, 1982; Guerra, et al., 2015).

Los vientos dominantes provienen del 𝑁 causando una alta humedad relativa y

elevadas temperaturas. Los vientos del 𝑆𝑂 son menos frecuentes, tienen alta

intensidad y provocan condiciones más secas y bajas temperaturas (Pasotti et

al., 1984).

2.2. Trabajo de campo y extracción de testigos

Se realizaron dos campañas de trabajo, la primera durante octubre de 2014 y la

segunda en mayo de 2015. En ambas se llevaron a cabo labores de campo

para la recolección de testigos lacustres (muestras continuas de sedimentos).

Las muestras obtenidas son de gran valor ya que aportan, una vez procesadas,

resultados acerca del comportamiento del campo geomagnético en esas

latitudes, de las cuales hay muy poca información.

Durante la primer campaña se extrajo el testigo 𝐿𝑀𝑒 (cilíndrico de 6 𝑐𝑚 de

diámetro) de la zona costera a una profundidad de 45 𝑐𝑚.

En la segunda campaña, cuyo objetivo era recolectar testigos de sedimento en

diferentes puntos de la laguna utilizando una balsa (Figura 2.2 (a)), se

extrajeron 9 testigos de sedimento cortos que se denominaron 𝐿𝑀𝑒1 a 𝐿𝑀𝑒9.

La extracción de los testigos fue realizada mediante 2 métodos:

Hincando tubos de PVC de 6 cm de diámetro en el sedimento (Figura

2.2 (b)).


29

Utilizando un sacatestigos tipo Ruso de fabricación local mediante el

cual eran obtenidos semi-cilindros de 6 cm de diámetro (Figura 2.2(c) y

(d)).

(a) (b)

(c) (d)

Figura 2.2: a) Balsa utilizada para realizar las extracciones. b) Extracción con

tubos de PVC. c) y d) Extracción con sacatestigo de construcción local.


30

En la Tabla 2.1 se detalla la información acerca de la extracción de los testigos.

Tabla 2.1: Resumen de la información de los testigos extraídos

Nombre del

Testigo

Ubicación Longitud del

testigo (cm)

Profundidad de la

laguna (m)

𝐿𝑀𝑒 33°41’28”S 61°31’36”O 74 0,45

𝐿𝑀𝑒1 33°40’13”S 61°29’25”O 20 1

𝐿𝑀𝑒2 33°40’48”S 61°28’48”O 20 2,5

𝐿𝑀𝑒3 33°40’48”S 61°28’48’O 17 2,1

𝐿𝑀𝑒4 33°41’24”S 61°28’48”O 38 3,5

𝐿𝑀𝑒5 33°40’20”S 61°29’19”O 22 0,8

𝐿𝑀𝑒6 33°40’22"S 61°29’21”O 28 0,8

𝐿𝑀𝑒7 33°40’22”S 61°29’23”O 40 0,8

𝐿𝑀𝑒8 33°40’41”S 61°30’27”O 40 0,8

𝐿𝑀𝑒9 33°40’55”S 61°30’56”O 47 0,8

En la Figura 2.3 se observa la ubicación de extracción de cada uno de los

testigos


31

Figura 2.3: Lugar de extracción de los testigos 𝐿𝑀𝑒 a 𝐿𝑀𝑒9

2.3. Estudios Previos

Los sedimentos lacustres han sido ampliamente estudiados en todo el mundo a

través de técnicas magnéticas con la finalidad de llevar a cabo estudios

paleoclimáticos y paleomagnéticos (Veski et al., 2004, Sroubek et al., 2007;

Moernaut et al., 2010; Gogorza et al.,2012; Irurzun et al., 2014a; Lund and

Platzman, 2016). Respecto de los estudios paleoclimáticos, las mediciones de

magnetismo de roca son muy útiles para investigar la mineralogía, la

concentración y el tamaño de grano de los minerales magnéticos contenidos en

un testigo de sedimento (Liu et al., 2012; Irurzun et al., 2014b). Por otro lado,

los estudios paleomagnéticos (variaciones seculares 𝑉𝑆 y paleointensidades

relativas 𝑃𝐼𝑅) se utilizan para interpretar el comportamiento del campo

magnético de la Tierra y como herramientas para la datación de sedimentos

(Yang et al., 2000; Irurzun et al., 2014c.). La combinación de ambos tipos de

estudio conduce a una mejor interpretación de los resultados obtenidos, en

conjunto con estudios provenientes de otras disciplinas.

Aunque hay muchos estudios sobre la llanura pampeana (Biasatti et al., 1999;

Piovano et al., 2004, Laprida et al., 2009; Brunetto et al., 2010; Irurzun et al.,


32

2014b; entre otros), pero muy pocos de ellos en la Laguna Melincué. Entre los

estudios disponibles, Pasotti et al. (1984) realizaron un análisis hidrológico e

identificaron dos subcuencas que causan diversas formas superficiales y

subterráneas de escorrentía en las zonas más bajas. Principalmente, trataron

de detectar la causa del aumento descontrolado del nivel de la laguna. Se

sugirió un enfoque interdisciplinario para resolver el problema y realizar un

análisis sedimentario. Guerra et al. (2015) llevaron a cabo estudios

paleoclimáticos en dos testigos cortos de sedimentos en esta laguna.

Determinaron tres unidades sedimentarias que representan diferentes

condiciones ambientales las cuales incluyen la Anomalía Climática Medieval

(MCA entre 950 y 650 años antes del presente (AP)) y la Pequeña Edad de

Hielo (LIA entre 600 y 130 años AP).

2.4. Sub-muestreo de los testigos

Los testigos que fueron extraídos con tubos de PVC se dividieron en dos

mitades longitudinales utilizando una sierra y tanza. Para evitar la

contaminación del material al entrar en contacto con la sierra, los tubos eran

marcados por los costados sin realizar el corte total. La separación de las dos

mitades del testigo se completaba con un hilo de nylon (tanza). Luego se

describieron, fotografiaron (Figura 2.4 y 2.5) y se almacenaron en cámara a 4°𝐶

hasta el momento de realizar las mediciones.

Figura 2.4: Vista del Testigo 𝐿𝑀𝑒.

Figura 2.5: Vista del Testigo 𝐿𝑀𝑒 9.

En el laboratorio, fueron sub-muestreados de forma continua con cajas de

plástico cúbicas (20𝑚𝑚 × 20𝑚𝑚 × 20𝑚𝑚) que fueron hincadas sobre la


33

superficie de una de las caras del testigo abierto como se ve en la Figura 2.6.

Además, los testigos sacados en mayo en 2015 fueron sub-muestreados cada

0,5 cm rellenando cajas cilíndricas.

Figura 2.6: Sub-muestreo de testigos.

De todos los testigos obtenidos, se eligieron el 𝐿𝑀𝑒 y el 𝐿𝑀𝑒 9 para este trabajo

por su ubicación y porque son los testigos extraídos de mayor longitud. Se

obtuvieron un total de 32 muestras cúbicas del testigo 𝐿𝑀𝑒; y 20 muestras

cúbicas y 97 muestras cilíndricas del testigo 𝐿𝑀𝑒 9.

2.5. Estudios realizados

En cada muestra de 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒 9 se llevaron a cabo una serie de mediciones

en laboratorio para caracterizar magnéticamente los sedimentos. El protocolo

de medición fue el siguiente:

La susceptibilidad magnética se midió utilizando un sensor

𝐵𝑎𝑟𝑡𝑖𝑛𝑔𝑡𝑜𝑛 𝑀𝑆3 cada 0,5 𝑐𝑚 en una de las mitades de los testigos. Por

otra parte, la susceptibilidad en las muestras cúbicas y cilíndricas se

midió en baja y alta frecuencia utilizando un susceptibilímetro

𝐵𝑎𝑟𝑡𝑖𝑛𝑔𝑡𝑜𝑛 𝑀𝑆2𝐵. La diferencia porcentual entre ambas mediciones se

utilizó para calcular la susceptibilidad dependiente de la frecuencia o

factor 𝐹 (Dearing et al., 1996).

La intensidad y las direcciones (declinación 𝐷(°) e inclinación 𝐼(°)) de la

𝑀𝑅𝑁 se midieron usando un magnetómetro 𝐽𝑅6𝐴 𝐷𝑢𝑎𝑙 𝑆𝑝𝑒𝑒𝑑 𝑆𝑝𝑖𝑛𝑛𝑒𝑟

(solo en las muestras cúbicas). La estabilidad de la 𝑀𝑅𝑁 y las

direcciones se analizaron mediante desmagnetización por campos

alternos (𝐴𝐹, por su sigla en inglés) utilizando un desmagnetizador 𝐴𝐹


34

(𝑀𝑜𝑙𝑠𝑝𝑖𝑛 𝐿𝑡𝑑.). Las muestras se desmagnetizaron sucesivamente con

campos 𝐴𝐹 crecientes de 5, 10, 15, 20, 25, 30, 35, 40, 50, 60, 70 y 100 𝑚𝑇.

La 𝑀𝑅𝐴 fue adquirida con un campo alterno máximo de 100 𝑚𝑇 y un

campo directo de 0,05 𝑚𝑇 utilizando el desmagnetizador 𝐴𝐹 y un

dispositivo adicional 𝑝𝐴𝑅𝑀 para aplicar el campo directo (𝑀𝑜𝑙𝑠𝑝𝑖𝑛 𝐿𝑡𝑑.).

Para medir la remanencia adquirida se usó el magnetómetro rotativo

𝐽𝑅6𝐴 𝐷𝑢𝑎𝑙 𝑆𝑝𝑒𝑒𝑑 𝑆𝑝𝑖𝑛𝑛𝑒𝑟.

La 𝑀𝑅𝐼 fue impartida utilizando un magnetizador de pulso

𝐴𝑆𝐶 𝑆𝑐𝑖𝑒𝑛𝑡𝑖𝑓𝑖𝑐 𝑀𝑜𝑑𝑒𝑙 𝐼𝑀 − 10 − 30. Esto se hizo gradualmente con

campos directos entre 0 y 1,2 𝑇 hasta alcanzar la 𝑀𝑅𝐼𝑆 y posteriormente

se aplicaron campos de sentido opuesto hasta anular la remanencia

magnética. Para medir la remanencia adquirida se usó el magnetómetro

rotativo 𝐽𝑅6𝐴 𝐷𝑢𝑎𝑙 𝑆𝑝𝑒𝑒𝑑 𝑆𝑝𝑖𝑛𝑛𝑒𝑟.

Se utilizó una Balanza de Traslación de Campo Variable (Modelo

𝑀𝑀𝑉𝐹𝑇𝐵) con el fin de obtener las curvas de histéresis, incluyendo el

campo coercitivo (𝐻𝐶), el campo coercitivo remanente (𝐻𝐶𝑅), la

magnetización de saturación (𝑀𝑆) y la magnetización remanente de

saturación (𝑀𝑅). La relaciones de coercitividad (𝐻𝐶𝑅/𝐻𝐶) y de

remanencia (𝑀𝑅/𝑀𝑆) se utilizan como parámetros para el diagrama de

Day (modificado por Dunlop, 2002). Estas mediciones se llevaron a cabo

en el Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) de la

Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), México.

Con el fin de investigar la mineralogía magnética, se midió la

dependencia de la magnetización con la temperatura (𝑀 vs. 𝑇) para

todas las muestras de ambos testigos con un Kappabridge Multifunción

(Modelo 𝑀𝐹𝐾1 − 𝐹𝐴). Estas mediciones se llevaron a cabo en el

Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) de la

Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), México.

Finalmente se calcularon los parámetros asociados 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 ,𝑆, 𝐵𝐶𝑅, 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘,

𝑀𝑅𝐴/𝑘 y 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆.

Capítulo 3. Procesamiento de datos

35

3. PROCESAMIENTO DE DATOS

3.1. Correlación

Los gráficos (a) y (c) de las Figuras 3.1 y 3.2, muestran en forma resumida la

información correspondiente a los testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 de Guerra, et al. (2015).

Estos gráficos muestran datos de susceptibilidad en función de la profundidad.

Además puede observarse información sobre litología, tasas de sedimentación y

registros sobre los dos episodios climáticos más importantes del último milenio:

la Pequeña Edad de Hielo (LIA) (Bradley 2000; Glasser et al. 2002) y la

Anomalía Climática Medieval (MCA) (Stine, 1994). Las muestras de los testigos

𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 fueron datadas usando 210Pb y 14C en el Instituto de Pesquisas

Energéticas e Nucleares (IPEN, Sao Paulo, Brasil) con lo cual puede calcularse

una edad para cada profundidad de sedimentación. En particular, se muestran

como referencia 5 edades correspondiente a dataciones del testigo 𝑀7𝑏 en el

gráfico (a). El gráfico (b) de estas figuras muestra los registros de 𝑘 medida cada

0,5 𝑐𝑚 para el testigo 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒 9.

Se realizó la correlación entre los testigos de Guerra, et al. (2015) y los

estudiados en este trabajo, mediante la correspondencia de picos, valles

comparando rasgos característicos de susceptibilidad magnética y litología. En

las Figuras 3.1 y 3.2 fueron señalados con flechas los puntos de correlación más

importantes. Debe tenerse en cuenta que cada uno de los testigos fue extraído

de diferentes zonas de la laguna y medidos con distinta densidad de puntos por

lo que se observan variaciones en magnitud pero similares tendencias

generales.


36

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110

0

160

320

480

640

800

Vel Sed:0,03cm/anos

LIA

MCA

Vel Sed:0,5cm/anos

LIAMCA

Vel Sed:0,57cm/anos Vel Sed:0,07cm/anos

a

1 2 3 4 5

0 10 20 30 40 50 60 70

0

100

200

300

400

500

Profundidad (cm)

k (

10

-5S

I)

b

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130

0

30

60

90

120

150

c

Figura 3.1: Correlación según susceptibilidad magnética del testigo 𝐿𝑀𝑒 con los

testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 . a) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las

unidades sedimentarias, tasas de sedimentación y eventos climáticos del

testigo 𝑀7𝑏 (Guerra, et al. 2015). Los números indican los puntos de control de

edad (1: 1976 ± 4 DC, 2: 1878 ± 10 DC, 3: 1454 ± 48 DC, 4: 1170 ± 55 DC, 5:

806 ± 78 DC). b) 𝑘 vs. profundidad del testigo 𝐿𝑀𝑒 estudiados en este trabajo.

c) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las unidades sedimentarias, tasas

de sedimentación y eventos climáticos del testigo 𝑀8𝑏 (Guerra, et al. 2015).


37

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110

0

160

320

480

640

800

MCA

MCA

LIA

LIA

432

Vel Sed:0,57cm/anos

0 10 20 30 40

0

100

200

300

1

k (

10

-5S

I)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130

0

30

60

90

120

150Vel Sed:0,07cm/anos

5

Vel Sed:0,03cm/anos

Profundidad (cm)

Vel Sed:0,5cm/anos

Figura 3.2: Correlación según susceptibilidad magnética del testigo 𝐿𝑀𝑒9 con

los testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏. a) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las

unidades sedimentarias, tasas de sedimentación y eventos climáticos del

testigo 𝑀7𝑏 tomadas de (Guerra, et al. 2015). Los números indican los puntos

de control de edad (1: 1976 ± 4 DC, 2: 1878 ± 10 DC, 3: 1454 ± 48 DC, 4: 1170

± 55 DC, 5: 806± 78 DC). b) 𝑘 vs. profundidad del testigo 𝐿𝑀𝑒9 estudiados en

este trabajo. c) Gráfico de 𝑘 vs. profundidad y resumen de las unidades

sedimentarias, tasas de sedimentación y eventos climáticos del testigo 𝑀8𝑏

(Guerra, et al. 2015).

A partir de los puntos de correlación, fueron calculadas las profundidades de

sedimentación por interpolación lineal. Mediante el uso de esta correlación se

transfirió la cronología establecida por Guerra, et al. (2015) a los testigos 𝐿𝑀𝑒 y

𝐿𝑀𝑒9. Como la correlación solo pudo realizarse hasta una edad de 500 años AP

(punto de control de edad 3), se extrapoló para calcular la edad basal de los

testigos. La extrapolación se calculó utilizando la velocidad de sedimentación

media. Tomando de 0 a 60 𝑐𝑚 para 𝐿𝑀𝑒, es de 0,26 𝑐𝑚/𝑎ñ𝑜 y de 0 a 33 𝑐𝑚,

para 𝐿𝑀𝑒9 es de 0,07 𝑐𝑚/𝑎ñ𝑜. La Figura 3.3 muestra el modelo de Edad-


38

Profundidad obtenido para estos testigos donde se muestra que la edad basal

calibrada para 𝐿𝑀𝑒 es de 720 años AP y para 𝐿𝑀𝑒9 es de 650 años AP. Las

curvas se graficaron haciendo coincidir la edad inicial de 𝐿𝑀𝑒9 con la

profundidad correspondiente a esa edad en el testigo 𝐿𝑀𝑒 (-10 AP - 1961 DC).

0 10 20 30 40 50 60 70 80

0

100

200

300

400

500

600

700

800

Profundidad de LMe9 (cm)

Ed

ad

(añ

os

AP

)

Profundidad de LMe (cm)

-10 0 10 20 30 40 50

Figura 3.3: Modelo de Edad-Profundidad para 𝐿𝑀𝑒 (rosa) y 𝐿𝑀𝑒9 (azul).

3.2. Análisis de magnetismo de rocas

En la Figura 3.4 se muestran los registros obtenidos a partir de las mediciones

realizadas sobre las muestras cúbicas de 𝑘, 𝑀𝑅𝑁, 𝑀𝑅𝐴 y 𝑀𝑅𝐼𝑆 en función de

la profundidad para ambos testigos, las curvas rosas corresponden al testigo

𝐿𝑀𝑒 y las curvas azules corresponden al testigo 𝐿𝑀𝑒9. Se observan

características similares y correspondencia entre picos y valles para los

parámetros más fuertemente dependientes de la concentración de minerales

magnéticos (𝑘, 𝑀𝑅𝐴 y 𝑀𝑅𝐼𝑆). 𝑀𝑅𝑁 muestra las mismas variaciones, lo que

ilustra claramente la influencia de la variación de concentración magnética en la

𝑀𝑅𝑁.


39

70

60

50

40

30

20

10

00 250 500

k

(10-5 SI)

Pro

fun

did

ad

(cm

)0 75000

MRIS

(mA/m)

0 1250 2500

MRA

(mA/m)

0 75 150

MRN

(mA/m)

Unidad A

(-55 años AP

a -28 años AP)

Unidad C

(75 años AP

a 722 años AP)

Unidad B

(-28 años AP

a 75 años AP)

Figura 3.4: Parámetros dependientes de la concentración, 𝑘, 𝑀𝑅𝐼𝑆, 𝑀𝑅𝐴 y

𝑀𝑅𝑁 en función de la profundidad para 𝐿𝑀𝑒 (curva rosa) y 𝐿𝑀𝑒9 (curva azul).

La susceptibilidad magnética para el testigo 𝐿𝑀𝑒 oscila entre 113𝑥10−5 y

393𝑥10−5 𝑆𝐼. El cambio más notable que se observa es un fuerte aumento en la

concentración de minerales magnéticos a los 9,2 𝑐𝑚 (1978 DC) coincidente con

el cambio de unidad sedimentaria marcado por Guerra et. al (2015).

La susceptibilidad magnética para el testigo 𝐿𝑀𝑒 9 oscila entre 68𝑥10−5 y

277𝑥10−5 𝑆𝐼. En todos los parámetros dependientes de la concentración se ve

una tendencia decreciente hacia el tope, lo que indica una disminución en la

concentración de minerales magnéticos. El cambio más notable se observa a

los 23 𝑐𝑚 (1927 DC) donde los parámetros comienzan a disminuir más

rápidamente. Este testigo no registró el aumento observado en 1978 DC, a los

9,2 𝑐𝑚, ya que no están presentes los 50 años más recientes.


40

En la Tabla 3.1 se muestran los promedios de los parámetros hasta aquí

analizados para cada una de las unidades sedimentarias de ambos testigos.

Tabla 3.1: Resumen de los valores medios de 𝑘, 𝑀𝑅𝐼𝑆, 𝑀𝑅𝐴 y 𝑀𝑅𝑁 para las 3

unidades sedimentarias de cada testigo.

𝐿𝑀𝑒 𝐿𝑀𝑒9

Unidad A Unidad B Unidad C Unidad B Unidad C

𝑘 (10−5 𝑆𝐼) 280 100 19050 20020 12030 23050

𝑀𝑅𝐼𝑆 𝐴

𝑚

5014 289 384 145 348

𝑀𝑅𝐴 𝑚𝐴

𝑚

1300700 700400 700100 180100 600200

𝑀𝑅𝑁 𝑚𝐴

𝑚

8040 5030 335 3020 8030

Las variaciones en el tamaño de grano magnético pueden ser observadas

mediante el análisis de relaciones de interparamétricas de parámetros

dependientes de la concentración. Los cambios de concentración que muestran

los testigos en 1978 DC (9,2 𝑐𝑚) para 𝐿𝑀𝑒 y 1927 DC (23 𝑐𝑚) para 𝐿𝑀𝑒9

coinciden con los cambios de los cocientes interparamétricos (𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y

𝑀𝑅𝐴/𝑘, Figura 3.5) que dependen del tamaño de grano magnético del material

que compone la muestra.


41

70

60

50

40

30

20

10

00.00 0.02 0.04

Pro

fundid

ad (

cm

)

0 4 8

4 14 24

MRA/MRISMRA/k

(mA/m)

MRIS/k

(mA/m)

Unidad C

(75 años AP

a 722 años AP)

Unidad B

(-28 años AP

a 75 años AP)

Unidad A

(-55 años AP

a -28 años AP)

0.00 0.03 0.06

F (%)

Figura 3.5:Parámetros dependientes del tamaño de grano magnético (𝑀𝑅𝐴/

𝑀𝑅𝐼𝑆, 𝑀𝑅𝐴/𝑘, 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 y 𝐹) en función de la profundidad para 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9.

Los valores de 𝐹 se encuentran por debajo de 4% para la mayoría de las

muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒 y en su totalidad debajo del 3% para las muestras del

testigo 𝐿𝑀𝑒 9 (Figura 3.5), lo que implica que los granos superparamagnéticos

no son relevantes en los ensamblajes de granos magnéticos (Dunlop and

Özdemir, 2007).

Las variaciones en el tamaño de grano magnético pueden ser observadas

mediante el análisis de relaciones entre parámetros dependientes de la

concentración. 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘: muestran valores altos para tamaño de

grano magnético pequeño y viceversa (Turner, 1997). Ambas representaciones

varían con amplitudes similares en todo el registro para los dos testigos (Figura

3.3). En particular, para 𝐿𝑀𝑒 el sector entre los 27.6 y 9.2 𝑐𝑚 (1923-1978 DC)

muestra una ligera tendencia hacia granos magnéticos más finos, seguido de


42

una ligera tendencia hacia granos magnéticos más gruesos durante los últimos

30 años (Figura 3.5). Para 𝐿𝑀𝑒9 todo el testigo muestra muy poca variación de

tamaño de grano magnético sin indicar tamaños de grano magnético más fino a

partir de los 23 𝑐𝑚, a diferencia de 𝐿𝑀𝑒.

La Figura 3.6 muestra el registro de susceptibilidad magnética al final de la LIA

(1860-1900 DC), en comparación con los niveles de lluvia para la ciudad de

Buenos Aires. 𝑘 muestra un comportamiento opuesto al de las precipitaciones

entre 1861 y 1878 (𝑝𝑒𝑛𝑑𝑖𝑒𝑛𝑡𝑒 = −0,6 y coeficiente de correlación de 𝑟 = 0,4),

en consonancia con un ligero aumento de tamaño de grano magnético y una

mejor correlación directa entre 1879 y 1900 DC (𝑝𝑒𝑛𝑑𝑖𝑒𝑛𝑡𝑒 = 4,5, 𝑟 = 0,6)

cuando no se observan variaciones en el tamaño de grano magnético.

0

500

1000

1500

2000

2500

1860 1865 1870 1875 1880 1885 1890 1895 1900

mm

Years

90 85 80 75 70 65 60 55 50

0

150

300

450

Edad (años AP)

k (

10

-5S

I)

Edad (años DC)

Pre

cip

ita

cio

n m

ed

ia a

nu

al (m

m)

Figura 3.6: Comparación del registro de precipitaciones durante el período

1860-1900 en “Estancia los Yngleses” General Lavalle, Prov. de Buenos Aires

(según Deschamps et al., 2014) con la susceptibilidad magnética (𝑘) del testigo

𝐿𝑀𝑒.


43

La adquisición gradual de la 𝑀𝑅𝐼 en campos de hasta 1,2 𝑇 (Figura 3.7)

muestra que el 90% de la 𝑀𝑅𝐼𝑆 fue adquirida en campos de 200 𝑚𝑇 en la

mayoría de las muestras de ambos testigos en las tres unidades litológicas.

-300 0 300 600 900 1200-60000

-30000

0

30000

60000

Unidad A

Muestra 4 (9.2 cm; 1978 AD)

Unidad B

Muestra 12 (27.6 cm; 1923 AD)

Unidad C

Muestra 24 (55.2 cm; 1530 AD)

MR

I (m

A/m

)

B (mT)

200 mT

(a)

-300 0 300 600 900 1200-60000

-30000

0

30000

60000

200 mT

Unidad B


Unidad C

Muestra 20 (45.8 cm; 1232 AD)

MR

I (m

A/m

)

B (mT)

(b)

Figura 3.7: Adquisición de la 𝑀𝑅𝐼 en función del campo aplicado para una

muestra de cada unidad litológica a) 𝐿𝑀𝑒 b) 𝐿𝑀𝑒9.


44

La eliminación progresiva de la 𝑀𝑅𝐼𝑆 por la aplicación de campos reversos en

forma creciente indica que el 𝐵𝐶𝑅 (Figura 3.8) varía aproximadamente entre 26

y 43 𝑚𝑇 (disminuyendo de la base al tope) para el testigo 𝐿𝑀𝑒 y, entre 32 𝑚𝑇 y

42 𝑚𝑇 para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 mostrando la misma tendencia decreciente de base

a tope, hasta los 23 𝑐𝑚 donde empieza a crecer.

Se analizaron las curvas de adquisición de la 𝑀𝑅𝐼 por el método desarrollado

por Kruiver (2001) que consiste en ajustar estas curvas a una distribución

normal logarítmica para cuantificar la distribución magnética cuando hay más

de una componente. El ajuste puede hacerse debido a que la distribución del

tamaño de grano magnético es logarítmica, típica de los constituyentes de

trazas en las rocas. El método discrimina en base a la coercitividad de cada

mineral (Kruiver et al., 2001). Para el testigo 𝐿𝑀𝑒 se encontraron dos

componentes mineralógicas, la primaria corresponde al 90 % de la composición

de las muestras con un 𝐵𝐶𝑅 de 47 𝑚𝑇 y la secundaria al restante 10 % con un

𝐵𝐶𝑅 de 79 𝑚𝑇. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 se obtuvieron dos componentes bien

diferenciadas cada una de ellas con un 𝐵𝐶𝑅 de 42 𝑚𝑇 y 100 𝑚𝑇. A diferencia

del testigo 𝐿𝑀𝑒 no existe una proporción pareja de las componentes a lo largo

del testigo sino que el porcentaje de la componente secundaria crece de base a

tope desde 14 % a 40 %, siendo este aumento más pronunciado a partir de la

muestra 4, lo que se corresponde con un aumento del 𝐵𝐶𝑅 total, como muestra

la Figura 3.8.

El 𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 para 𝐿𝑀𝑒 aumenta desde 0,93 en la base hasta 0,95 en la parte

superior del testigo, el testigo 𝐿𝑀𝑒9 varía entre 0,92 y 0,94 hasta los 23 𝑐𝑚, a

partir de ese punto hasta el tope decrece hasta los 0,82, como se ve en la

Figura 3.8.


45

70

60

50

40

30

20

10

020 30 40

Pro

fun

did

ad

(cm

)

0 25 50

0.8 0.9 1.0

Unidad C

(75 años AP

a 722 años AP)

Unidad B

(-28 años AP

a 75 años AP)

Unidad A

(-55 años AP

a -28 años AP)

Sratio

BCR

(mT) % Comp. Sec.

Figura 3.8: Estimadores de mineralogía magnética (𝑆𝑟𝑎𝑡𝑖𝑜 y 𝐵𝐶𝑅) y porcentaje de

la componente secundaria en la muestra en función de la profundidad para 𝐿𝑀𝑒

y 𝐿𝑀𝑒9.

Para el testigo 𝐿𝑀𝑒 se ven valores típicos para los minerales tipo magnetita o

titanomagnetita, de acuerdo con la gráfica de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 vs. 𝐵𝐶𝑅 (Figura 3.9,

Peters and Dekkers, 2003). Por otra parte, estos autores también indican la

posibilidad de encontrar maghemita con valores similares de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 y 𝐵𝐶𝑅.

Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 se ven claramente valores típicos de maghemita, sin

descartar magnetita y/o titanomagnetita que se encuentran en la misma región.


46

1 10 100 1000 10000

0.1

1

10

100

1000

MR

IS/k

(kA

/m)

BCR

(mT)

Greigitas

Hematitas

Magnetitas

Maghemitas

Titanomagnetitas

Figura 3.9: Gráfica de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 vs. 𝐵𝐶𝑅 para 𝐿𝑀𝑒 (rosa) y 𝐿𝑀𝑒9 (azul)

(Modificado de Peters and Dekkers, 2003)

Los gráficos de 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 vs. profundidad (Figura 3.10) muestran que

ambos tienen un pequeño rango de variación. Los valores medios de 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁

y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴 para 𝐿𝑀𝑒 son 12,5 y 16,9 𝑚𝑇 y para 𝐿𝑀𝑒9 son 13,4 y 17,5 mT,

respectivamente.


47

0 10 20 30 40 50 60 70

5

10

15

20

U CU BU A

Profundidad (cm)

CDMMRA

(mT)

CDMMRN

(mT)

(a)

(b)

Figura 3.10: 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝑁 y 𝐶𝐷𝑀𝑀𝑅𝐴en función de la profundidad a) 𝐿𝑀𝑒 b) 𝐿𝑀𝑒9.

0 10 20 30 40 50

5

10

15

20

25

Profundidad (cm)

CDMMRA

(mT)

CDMMRN

(mT)

U B U C


48

-5000 -2500 0 2500 5000-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

Muestra 4

(9.2 cm; 1977 AD)

Unidad A

M/M

max

H (Oe)

(a)

-5000 -2500 0 2500 5000

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

Muestra 12

(27.6 cm; 1923 AD)

Unidad B

M/M

max

H (Oe)

-5000 -2500 0 2500 5000

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

M/M

max

H (Oe)

Muestra 5

(10.6 cm; 1927 AD)

Unidad B

(b)

-5000 0 5000

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

Muestra 24

(55.2 cm; 1530 AD)

Unidad C

M/M

max

H (Oe)

-5000 -2500 0 2500 5000

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

M/M

max

H (Oe)

Muestra 15

(34.1 cm; 1470 AD)

Unidad C

(c)

Figura 3.11: Ciclo de histéresis el testigo 𝐿𝑀𝑒 (izquierda) y 𝐿𝑀𝑒9 (derecha).

Una muestra representativa de cada unidad sedimentaria: (a) A, (b) B y (c) C.


49

En la Figura 3.11 se muestran los ciclos de histéresis para 3 muestras de las

unidades sedimentarias A, B y C del testigo 𝐿𝑀𝑒 y 2 muestras de las unidades

sedimentarias B y C para 𝐿𝑀𝑒9. Estas curvas fueron corregidas para eliminar la

contribución de materiales para y diamagnéticos. La forma de los ciclos de

histéresis (Figura 3.11) es característica de minerales magnéticos de dominio

pseudosimple (𝐷𝑃𝑆) para ambos testigos (Dunlop and Özdemir, 1997) e indica

que el testigo está formado por conjuntos de partículas que muestran el mismo

comportamiento característico de minerales con coercitividad pequeña o

magnéticamente “blandos” (Dunlop, 2002).

Los análisis de variación de la magnetización con la temperatura indican que

para el testigo 𝐿𝑀𝑒 el cero de magnetización se alcanza durante el

calentamiento (Figura 3.12, izquierda) para valores muy cercanos a la

temperatura de Curie de la magnetita para todas las muestras (580 °𝐶; Dunlop

and Özdemir, 1997, 2007). Además, se puede detectar una fase de alta

temperatura débil (𝑇𝐶 > 580°𝐶).

Durante el proceso de enfriamiento todas las curvas 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 del testigo 𝐿𝑀𝑒 son

reversibles hasta los 500°𝐶 aproximadamente, a partir de este punto y hasta el

final del enfriamiento presenta un comportamiento algo distinto de las curvas de

calentamiento (con una magnetización menor hasta los 200°𝐶 y una

magnetización mayor desde los 200°𝐶 hasta 0°𝐶) pero aproximadamente

reversible.

Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 el cero de magnetización no se pudo alcanzar durante el

calentamiento (Figura 3.12, derecha) por protocolo de trabajo, por lo que para

obtener el punto 𝑀 = 0 𝑒𝑚𝑢/𝑔 se extrapolaron los puntos llegando a una

temperatura cercana a la temperatura de Curie de la hematita para todas las

muestras (675 °𝐶; Dunlop and Özdemir, 1997, 2007). Hay una serie de

soluciones sólidas entre magnetita y la maghemita, que se convierte en

hematita al calentarlas a más de 300°𝐶, por lo que la temperatura de Curie de

la maghemita puede variar de 590°𝐶 a 675 °𝐶 ya que tiene las características

magnéticas de la magnetita pero la composición similar a la hematita.

Comparando lo observado en los gráficos de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 con los datos obtenidos


50

con el gráfico de 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 𝑣𝑠.𝐵𝑐𝑟 (Figura 3.9) vemos que el mineral magnético

que domina en la mayoría de las muestras es la maghemita.

Todas las muestras de las unidades sedimentarias A y B Figuras 3.12 (a) y (b)

(derecha) se comportan de manera diferente a las muestras de la unidad

sedimentaria C (Figura 3.12 (c)).Esto puede deberse a un mayor contenido de

titanio en las muestras de las unidades A y B. En particular, la titanomaghemita

invierte su comportamiento durante el calentamiento a una fase de la

titanomagnetita mostrando una caída a las 200°C donde se encuentra la

temperatura de Curie de la titanomagnetita cuando el contenido de titanio es

alto (Dunlop and Özdemir, 1997). Por lo que para las unidades A y B las curvas

de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 sugieren que titanomaghemita y titanomagnetita son las fases

mineralógicas más abundantes, y en mucho menor proporción podría estar

presente hematita, en cambio las muestras de la unidad C sugieren la

presencia de maghemita y en menos proporción hematita.

Durante el enfriamiento, las curvas 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 de las muestras de la unidad B del

testigo 𝐿𝑀𝑒 9 son menos reversibles que las del testigo 𝐿𝑀𝑒, presentando un

claro aumento de 𝑀 respecto del calentamiento desde los 300°𝐶 hasta los 0°𝐶.

En cuanto a las curvas de las muestras de la unidad C, presentan un

comportamiento distinto que las anteriores y se observa que son totalmente

reversibles hasta los 400°𝐶, a partir de este punto muestran un pequeño

incremento en la magnetización hasta el final del enfriamiento.


51

0 200 400 6000.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0


M/M

max

T (°C)

(a)

0 200 400 600

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Muestra 12 (27.6 cm; 1923 AD)

M/M

max

T (°C)

0 200 400 600

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

M/M

max

T (°C)

Muestra 5 (10.6 cm; 1927 AD)

(b)

0 200 400 600

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Muestra 24 (55.2 cm; 1530 AD)

M/M

max

T (°C)

0 200 400 600

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

M/M

max

T (°C)

Muestra 15 (34.1 cm; 1470 AD)

(c)

Figura 3.12: Curva de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 para 3 muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒 (izqueirda) y 3

muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒9 (derecha). Una muestra representativa de cada

unidad sedimentaria: (a) A, (b) B y (c) C. La flecha roja indica la curva de

calentamiento y la flecha azul indica la curva de enfriamiento.


52

Las relaciones de los parámetros obtenidos de los ciclos de histéresis, 𝑀𝑅𝑆/𝑀𝑆

y 𝐻𝐶𝑅/𝐻𝐶, permiten construir el diagrama de Day (Day, 1977, modificado por

Dunlop, 2002. Figura 3.13), que puede utilizarse cuando el mineral magnético

presente en la muestra es magnetita. Vemos que todas las muestras de ambos

testigos pertenecen a la región de dominio 𝐷𝑃𝑆. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9, las

muestras que tienen un contenido muy bajo de magnetita no pueden ser

evaluadas con este diagrama, por eso se observan los resultados obtenidos

para 16 muestras.

Figura 3.13: Diagrama de Day (Day, 1977, modificado por Dunlop, 2002).

El gráfico de 𝑀𝑅𝐼𝑆 vs. 𝑘 (Thompson and Oldfield, 1986, Figura 3.14) es útil

para la estimación del tamaño de grano y la concentración magnética cuando el

principal mineral portador de la remanencia es magnetita.


53

Para 𝐿𝑀𝑒 la mayoría de las muestras de la unidad A y C (𝑛 = 18) están en la

región de 2 − 4 𝜇𝑚 y, diez muestras procedentes de la unidad B y cuatro

muestras de las unidades A y C en la región de 4 − 8 𝜇𝑚. Sólo tres muestras

correspondientes a los años 1988, 1978 y 1969 DC tienen concentración de

magnetita > 0,1%.

Para el testigo 𝐿𝑀𝑒 9, todas las muestras se encuentran entre los 4 y 8 𝜇𝑚

distribuyéndose de forma parecida a las del testigo 𝐿𝑀𝑒, donde las muestras

correspondientes a la unidad B tiene un tamaño de grano algo mayor que las

de la unidad C. Todas las muestras se encuentran por debajo del 0,1% de

concentración de magnetita. En este caso se descartaron las muestras desde

la 1 a la 4 ya que tienen un alto porcentaje de hematita, donde, al igual que en

el caso del diagrama de Day no es posible evaluarlas en este gráfico.


54

5000

100

200

300

400

500

k (

10

-5 S

I)

MRIS (mA/m)

8m 4m 2m

Concentra

cio

n m

agnétic

a0.1%

100000

(a)

5000

100

200

300

400

500

k (

10

-5 S

I)

MRIS (mA/m)

8m 4m 2m

Concentra

cio

n d

e M

agnetita

100000

0.1%

(b)

Figura 3.14: Gráfico de 𝑀𝑅𝐼𝑆 vs. 𝑘 (Modificado de Thompson and Oldfield,

1986). Cian para la Unidad A, amarillo para la Unidad B y marrón para la

Unidad C. (a) 𝐿𝑀𝑒 (b) 𝐿𝑀𝑒9


55

3.3. Análisis paleomagnético

3.3.1. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒

Los resultados de las desmagnetización por campo alterno (𝐴𝐹) de una serie

de muestras representativas se pueden observar en la Figura 3.15. La Figura

3.15 (a) muestra las direcciones de los vectores 𝐻 y 𝐹 (ver Figura 1.1) que

permiten calcular los ángulos de inclinación (𝐼) y declinación (𝐷), y la Figura

3.15 (b) muestra la intensidad de la 𝑀𝑅𝑁 al aplicar campos magnéticos

crecientes 𝐵.

La mayoría de las muestras no presentan cambios sistemáticos en la dirección

de su magnetización remanente durante la desmagnetización, pero si una débil

magnetización viscosa, la cual es fácilmente eliminada por un campo 𝐴𝐹 de

5 𝑚𝑇 (Figura 3.15 (a), muestra 12). Las intensidades de la 𝑀𝑅𝑁 fueron casi

completamente desmagnetizadas para campos de 60 𝑚𝑇 (Figura 3.15 (b)). Los

datos de desmagnetización de 10 𝑚𝑇 en adelante muestran un comportamiento

estable, y una dirección característica de la magnetización remanente que se

pueden calcular usando análisis de componentes principales (Kirschvink,

1980).

Se calcularon las desviaciones angulares máximas (MAD) realizando un ajuste

lineal sobre los datos direccionales de la Figura 3.15 (a) que indican el error

sobre los ángulos de inclinación y declinación. Para valores de MAD inferiores

a 10° se obtiene una dirección fiable, lo que ocurre para las muestras de las

unidades A y B (Figura 3.15, muestra 12). Para las muestras 20 a 27 (46 a

62 𝑐𝑚, 1855 a 1272 DC), es más difícil estimar una dirección confiable durante

la desmagnetización ya que los valores de MAD son mayores a 10° en algunos

casos (Figura 3.15, muestra 23).


56

(a)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

MRN/MRNmax MRN

max=55,08 mA/m

Muestra 12

(27.6 cm; 1922 DC)

B(mT)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

MRN/MRNmax

MRNmax

=26,06 mA/m

Muestra 23

(52.9 cm; 1650 DC)

B(mT)

(b)

Figura 3.15: Curvas de desmagnetización para dos muestras, la muestra 12

perteneciente a la unidad B y la muestra 23 perteneciente a la unidad C. El

75% de las muestras se comportan como la muestra 12 y el 25% restante se

comporta como la muestra 23.

Dado que durante el proceso de extracción, el testigo no se orienta con

respecto al norte magnético, los valores de declinación se centran sobre la

declinación media, y luego este valor se resta la totalidad del testigo para

centrar la curva alrededor de 0° (Figura 3.16). Se utiliza este método de centrar

la declinación media en 0° ya que este valor corresponde al del campo dipolar,

asumiendo que el c.m.t. se puede aproximar al de un dipolo centrado en el

centro de la Tierra (dipolo geocéntrico axial, GAD por su sigla en inglés).


57

-90

-60

-30

0

I (°

)

-100

-50

0

50

100

D (

°)

0 10 20 30 40 50 60 70 80

0

10

20

U CU B

MA

D (

°)

Profundidad (cm)

U A

Figura 3.16: Resultados direccionales del campo geomagnético 𝐼 y 𝐷 para 𝐿𝑀𝑒

con errores calculados de acuerdo con Khokhlov and Hulot (2016). El sector

rosa corresponde a muestras con registros de las direcciones menos confiables

y, como consecuencia, altos valores MAD.

3.3.2. Análisis paleomagnético del testigo 𝐿𝑀𝑒 9

Los resultados de las desmagnetización por campo alterno para muestras

representativas del testigo 𝐿𝑀𝑒9 se muestran en la Figura 3.17. Ninguna de las

muestras de este testigo presenta cambios sistemáticos en la dirección de su

magnetización remanente durante la desmagnetización, pero muestran una

pequeña magnetización viscosa, la cual es fácilmente eliminada por un campo

𝐴𝐹 de 5 𝑚𝑇 (Figura 3.17). Las intensidades de la 𝑀𝑅𝑁 fueron casi

completamente desmagnetizadas para campos de 60 𝑚𝑇 (Figura 3.17). De

igual manera que en el caso anterior, los datos de desmagnetización de 10 𝑚𝑇

en adelante muestran un comportamiento estable, y una dirección

característica de la magnetización remanente que se pueden calcular usando

análisis de componentes principales (Kirschvink, 1980). Se obtuvieron valores

de MAD inferiores a 6° excepto la muestra 1 que tiene un MAD de

aproximadamente 10°.


58

(a)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

MRN/MRNmax

MRNmax

= 61,3 mA/m

Muestra 10

(22,3 cm; 1875 DC)

B (mT)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 1000.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0MRN

max= 84,9 mA/mMRN/MRN

max

Muestra 14

(31.7 cm; 1600 DC)

B (mT)

(b)

Figura 3.17: Curvas de desmagnetización para dos muestras, la muestra 10

pertenece a la unidad B y la muestra 14 pertenece a la unidad C.

Al igual que en el caso anterior, los valores de declinación se centran sobre la

declinación media, y luego este valor se resta a la totalidad del testigo para

centrarla alrededor de 0° (Figura 3.18).


59

-90

-60

-30

0

I(°)

-100

-50

0

50

100

U CU B

D(°

)

0 10 20 30 40 50

0

5

10

MA

D (

°)

Profundidad (cm)

Figura 3.18: Resultados direccionales del campo geomagnético para 𝐿𝑀𝑒9. 𝐼 y

𝐷 con errores calculados de acuerdo con Khokhlov y Hulot (2016).

3.3.3 Comparación de los registros direccionales con los modelos

geomagnéticos

En la Figura 3.19 se muestra la comparación de la inclinación y la declinación

magnética medida en los testigos 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9 con los modelo GUFM1

(Jackson et al., 2000) y Cals3k.4b (Korte and Constable, 2011; Korte et al.,

2011) que fueron construidos sobre base de datos paleomagnéticos. Para

realizar la comparación se interpolaron las curvas de inclinación y declinación

de cada testigo, en tres tramos según el ritmo de sedimentación y en

consecuencia de la densidad de datos de cada período. El primer tramo va

desde 1230 a 1306 DC (8 puntos), el segundo de 1306 a 1846 DC (6 puntos) y

el último desde 1846 a 1966 DC (20 puntos). La curva que muestra la Figura

3.19 es el promedio de la interpolación de ambos testigos tanto para la

inclinación como para la declinación. No fue considerado el período 1966-2005

para realizar la interpolación ya que el testigo 𝐿𝑀𝑒9 no cuenta con datos en ese

lapso de tiempo.


60

1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000

-40

-20

0

20

40

60

Este trabajo

GUFM1 (Jackson et al., 2000)

CALS3k.4 (Korte and Constable, 2011)

D (

°)

Edad ( DC)

(a)

1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000

-70

-60

-50

-40

-30

-20 Este trabajo

GUFM1 (Jackson et al., 2000)

CALS3k.4 (Korte and Constable, 2011)

I(°)

Edad ( DC)

(b)

Figura 3.19: Los registros de inclinación (a) y declinación (b) para la laguna

Melincué obtenidos en este trabajo y los modelo GUFM1 (Jackson et al., 2000)

y Cals3k.4 (Korte y Constable, 2011).

Capítulo 4. Discusión de los Resultados

61

4. DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS

4.1 Estudios de magnetismo de roca

La correlación por susceptibilidad 𝑘 de los testigos estudiados en este trabajo

con los testigos 𝑀7𝑏 y 𝑀8𝑏 de Guerra et al. (2015) en esta misma laguna,

permitió obtener la información acerca del lapso de tiempo representado por

𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9, que, como puede verse en la Figura 3.2 se extiende a 720 años y

650 años AP respectivamente.

Los curvas de los parámetros de concentración magnética (remanencias y 𝑘)

muestran en ambos testigos correspondencia entre picos y valles (Figura 3.4).

Esto indica que la principal influencia de las variaciones observadas en la 𝑀𝑅𝑁

se deben a variaciones en la concentración de minerales magnéticos. Este

comportamiento fue observado por Lisé-Pronovost et al. (2012) en casos de

una mineralogía magnética dominada por magnetita. La correlación entre

ambos testigos es buena para la unidad sedimentaria C y parte de la B. A partir

de los 23 cm hacia el tope se observa un comportamiento diferente entre las

dos curvas que puede deberse a que el testigo 𝐿𝑀𝑒9 tenga mayor

concentración de materia orgánica en esta parte. El testigo 𝐿𝑀𝑒 muestra una

ligera disminución en los parámetros de concentración a los 39,1 𝑐𝑚 (1876 DC)

y representa el límite entre las unidades litológicas C y B en el que el contenido

de los sedimentos cambia de gris compacto a altos porcentajes de materia

orgánica (Guerra et al., 2015). Esta tendencia también se muestra levemente

en el testigo 𝐿𝑀𝑒9.

Los cocientes 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘 (Figura 3.5) para 𝐿𝑀𝑒 sugieren que el

tamaño de grano magnético tiene pequeñas variaciones desde la base hasta

aproximadamente 1911 DC. Posteriormente, el tamaño de grano magnético

tiene una importante disminución (𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘 aumentan) hasta el año

1978 DC y a partir de ese momento hasta el presente se vuelve más grueso.

Para 𝐿𝑀𝑒9, estos cocientes sugieren que el tamaño de grano magnético tiene

pequeñas variaciones similares a 𝐿𝑀𝑒 superpuestas a una tendencia general

que indica un aumento en el tamaño de grano, de base a tope, el cual se hace

más pronunciado a partir de 1916 DC.


62

A partir del gráfico 𝑀𝑅𝐼𝑆 𝑣𝑠.𝑘 (Figura 3.13) se pudo estimar el tamaño de grano

en las muestras donde el principal portador magnético es magnetita (fueron

eliminadas para este análisis las primeras 4 muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒9). Para el

testigo 𝐿𝑀𝑒 el tamaño de grano varía de 2 a 8 𝜇𝑚 y para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 varía

entre 4 y 8 𝜇𝑚. Las variaciones de tamaño de grano mostradas por los

coeficientes interparamétricos 𝑀𝑅𝐴/𝑀𝑅𝐼𝑆 y 𝑀𝑅𝐴/𝑘 se corresponden con las

mostradas en este gráfico.

Los valores de 𝐹 se encuentran por debajo de 4% para la mayoría de las

muestras de ambos testigos, lo que implica que los granos

superparamagnéticos no son relevantes en los ensamblajes de granos

magnéticos.

Las curvas de histéresis y el diagrama de Day de ambos testigos presentan

características típicas de minerales de dominio pseudosimple.

La adquisición gradual de la 𝑀𝑅𝐼 en campos de hasta 1,2 𝑇 dan información de

que el 90% de la 𝑀𝑅𝐼𝑆 fue adquirida en campos de hasta 200 𝑚𝑇 en la

mayoría de las muestras de ambos testigos, lo que es característico por la

presencia mayoritaria de minerales magnéticamente blandos (minerales fáciles

de magnetizar/desmagnetizar).

De acuerdo a la gráfica 𝑀𝑅𝐼𝑆/𝑘 vs. 𝐵𝐶𝑅 (Figura 3.8, Peters y Dekkers, 2003)

del testigo 𝐿𝑀𝑒 se observan valores típicos para minerales tipo magnetita o

titanomagnetita, y/o maghemita. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 se ven valores que

sugieren la presencia de maghemita, magnetita y/o titanomagnetita.

El análisis de las curvas de adquisición de la 𝑀𝑅𝐼 por el método desarrollado

por Kruiver (2001), para el testigo 𝐿𝑀𝑒, muestran dos componentes

magnéticas, una de ellas se corresponde con una componente

magnéticamente blanda: magnetita (𝐵𝐶𝑅 = 47 𝑚𝑇, 90%) y la otra con una

componente magnéticamente dura (𝐵𝐶𝑅 = 79 𝑚𝑇, 10%) y para el testigo 𝐿𝑀𝑒9

muestran dos componentes muy similares a las anteriores, una de ellas con

valores de 𝐵𝐶𝑅 = 42 𝑚𝑇 y la otra con valores de 𝐵𝐶𝑅 = 100 𝑚𝑇, pero a

diferencia del caso anterior el porcentaje de la segunda componente crece de


63

base a tope desde 14 % a 40 % haciéndose más notoria la presencia de

minerales magnéticamente duros, o sea con 𝐵𝐶𝑅 altos en el testigo.

El análisis de las curvas de 𝑀 𝑣𝑠.𝑇 sugiere la presencia de magnetita para el

testigo 𝐿𝑀𝑒 y de maghemita y/o titanomaghemita para el testigo 𝐿𝑀𝑒9.

En la siguiente tabla se resume toda la información desarrollada hasta aquí:

Tabla 4.1: Resumen de los resultados del magnetismo de roca para los testigos

𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9

𝑳𝑴𝒆 𝑳𝑴𝒆𝟗

Parámetros de

concentración

Minerales

Ferrimagnéticos

Minerales

Ferrimagnéticos

Factor 𝑭 Baja o nula presencia de

granos 𝑆𝑃

Baja o nula presencia de

granos 𝑆𝑃

𝑴𝑹𝑰𝑺/𝒌 vs. 𝑩𝑪𝑹 (Titano) Magnetita /

(Titano) Maghemita

(Titano) Maghemita/

(Titano) Magnetita

Método de Kruiver con

las curvas 𝑴𝑹𝑰

(Titano) Magnetita /

(Titano) Maghemita /

Hematita

(Titano) Magnetita /

(Titano) Maghemita/

Hematita

𝑴 𝒗𝒔.𝑻 Magnetita (Titano) Maghemita /

Hematita

𝑴𝑹𝑰𝑺 𝒗𝒔.𝒌 2 𝜇𝑚 a 8 𝜇𝑚 4 a 8 𝜇𝑚

Curvas de histéresis Dominio 𝐷𝑃𝑆 Dominio 𝐷𝑃𝑆

Diagrama de Day Dominio 𝐷𝑃𝑆 Dominio 𝐷𝑃𝑆

En la Tabla 4.1 se observa que para el testigo 𝐿𝑀𝑒 los portadores mayoritarios

son minerales ferrimagnéticos como magnetita de dominio pseudosimple,

además de un bajo porcentaje de minerales antiferrimagnéticos tipo hematita.

Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 también se observa la presencia de dos minerales

magnéticos siendo el principal portador de la remanencia un mineral

ferrimagnético, como magnetita y otro secundario antiferrimagnético, como


64

hematita, ambos de dominio pseudosimple. Algunos de los estudios utilizados

para realizar este análisis muestran la presencia de maghemita en el testigo

𝐿𝑀𝑒9, lo que puede explicarse teniendo en cuenta que este mineral magnético

presenta las características magnéticas de la magnetita pero una composición

similar a la hematita. En ambos testigos se sugiere la presencia de titanio sobre

todo en las Unidades A y B.

4.2 Estudios paleomagnéticos

Como resultado del estudio de la estabilidad de la 𝑀𝑅𝑁, se observa que la

mayoría de las muestras presentan una magnetización monocomponente,

comportamiento similar al que se puede encontrar en otros sedimentos

lacustres (Gogorza et al, 2012). Por otra parte, se puede ver que la

magnetización es casi totalmente destruida con campos alternos de 60 𝑚𝑇.

Esto nos permite concluir que los portadores magnéticos principales presentes

en las muestras tienen fuerzas coercitivas bajas, tal como se mencionó en la

sección 4.1. Sólo siete muestras del testigo 𝐿𝑀𝑒 presentaban una

magnetización remanente de una componente pero con un comportamiento

más errático. Estas muestran fueron analizadas especialmente ya que no se

encontraban en la parte superior del testigo (en ese sector es común encontrar

el sedimento menos consolidado ya que hay mayor cantidad de agua y esto

puede provocar que el sedimento se mueva dentro del portamuestra), sino en

el intervalo que va desde los 46 a los 62 𝑐𝑚 (1855 – 1272 DC,

respectivamente). La laguna es sensible a los cambios ambientales (Guerra et

al, 2015) y como el testigo fue extraído en la costa tiene la ventaja de detectar

este tipo de cambios. Cuando el nivel de la laguna decrece por una sequía, el

material luego de su deposición, puede ser movido de su posición original y por

eso se ve más de una componente en las muestras correspondientes a este

período. Probablemente testigos del centro de la laguna no detecten estos

cambios.

La inclinación media, calculada sobre los datos del promedio de la interpolación

de ambos testigos, es de −47° ± 7° y muestra una muy buena concordancia

con la inclinación media calculada sobre el modelo Cals3k.4 (Korte y


65

Constable, 2011) en el período de estudio que es de −46° 9° y con la

inclinación teóricamente esperada en el sitio estudiado (−53°) para un campo

magnético terrestre teórico generado por un dipolo axial geocéntrico GAD, lo

que respalda los resultados obtenidos.

Mediante un estudio comparativo de las curvas de 𝐼 y 𝐷 de los testigos 𝐿𝑀𝑒 y

𝐿𝑀𝑒9, las cuales se interpolaron y luego se promediaron entre sí, con los

modelos GUFM1 (Jackson et al., 2000) y Cals3k.4 (Korte y Constable, 2011) se

observó que hay un buen acuerdo para ambos testigos, aunque con algunas

diferencias en la amplitud. Debe considerarse que entre 1300 y 1800 DC hay

muy baja densidad de datos.

Los valores de inclinación tienen mayor y menor amplitud comparadas con las

predicciones del modelo pero siguen la misma tendencia. En el período 1228 a

1648 DC la amplitud es mayor y de 1648 a 1966 DC la amplitud es menor. La

mayor discrepancia se observa en el período 1648-1873 DC, aunque hay que

tener en cuenta que sólo hay tres valores medidos en esa sección. El

corrimiento en edad de la curva de inclinación de este trabajo respecto de los

modelos puede deberse a que la datación de los testigos de Guerra et al (2015)

tiene un error promedio de 50 años para el período 1228-1870 DC.

Un análisis similar se puede realizar para el registro de declinación. Los valores

de declinación de este trabajo muestran un muy buen acuerdo de 1306 a 1846

DC. Para el período 1228-1306 DC, la declinación muestra menor amplitud que

los modelos. La mayor discrepancia se observa en el período 1846-1966 DC,

entre 1846 a 1932 DC los valores registrados muestran una amplitud menor

que en el modelo y de 1932 a 1966 DC la amplitud observada es mayor.

Las discrepancias en algunos períodos pueden deberse a que los modelos

GUFM1 y CAL3k.4 no son suficientes para reproducir las características locales

no dipolares. Un indicio de esto puede verse en los gráficos de declinación en

el intervalo de tiempo 1850 – 1966 DC en el cual se ve una tendencia muy

distinta a la que muestran los modelos. Serán necesarios más estudios en la

región para aclarar esta cuestión.


66

4.3 Observaciones climáticas

Los valores de declinación e inclinación para los testigos son, en general,

consistentes entre muestras consecutivas y revelan que los cambios de la

dirección se dan gradualmente. En los últimos dos milenios el clima ha sido

bastante inestable, con fases húmedas interrumpidas por fases secas, como la

Anomalía Climática Medieval o la Pequeña Edad de Hielo (Cioccale, 1999,

Piovano et al, 2002, Laprida et al., 2009a, Stutz et al., 2012). Es probable que

entre 1300 y 1800 DC el clima haya sido más seco que el actual (Bradley 2000;

Luckman and Villalba 2001; Glasser et al. 2002). Un aumento en el tamaño de

grano magnético estaría sugerido por un mínimo en el cociente 𝑆𝐼𝑅𝑀/𝑘 y el

aumento en los valores de MAD. Esto indicaría que el nivel del agua de la

laguna en ese sector era bajo durante este período y el sedimento se pudo

mover en un entorno más energético, en consonancia con el registro histórico

de la zona (Deschamps et al., 2014). En particular, un fuerte fue construido

alrededor de 1780 DC durante el Virreinato del Rio de la Plata, cuando el lago

tenía un bajo nivel de agua (comunicación personal, Museo de la Ciudad de

Melincué). La fijación de la magnetización probablemente se produce durante

la consolidación del sedimento, a una profundidad conocida como la

profundidad lock-in, donde la porosidad del sedimento disminuye hasta el punto

de que las partículas se fijan (Tauxe, 1998). Debido a que los testigos se

recogieron cerca de la orilla y a que las condiciones secas podrían haber

afectado a la zona en ese período, puede que el sedimento no se haya

consolidado como en el resto del testigo y haya sido movido de su posición

original por las olas, en consecuencia se observan mayores errores angulares

en la determinación de las componentes direccionales del campo magnético.

Sobre la base de los datos históricos, Laprida y Valero-Garcés (2009) sugieren

tres momentos de clímax a lo largo del tiempo en la pampa húmeda: el primero

entre 1480 y 1690 DC correspondiente a un período en su mayor parte

húmedo; el segundo entre 1700 y 1850 DC, cuando el clima hubiera sido más

seco que el actual; y, finalmente, la tercera etapa con condiciones más

húmedas, que se ha establecido desde 1850 DC. Coincidentemente,

Deschamps et al. (2014) sugieren un aumento de la precipitación anual de

unos 200 𝑚𝑚 cada 50 años a partir de mediados del siglo 𝑋𝑉𝐼𝐼𝐼 hasta


67

principios del siglo 𝑋𝑋, con el establecimiento de condiciones de humedad

desde mediados del siglo 𝑋𝐼𝑋. Coincidiendo con la indicada por Laprida y

Valero-Garcés (2009, véase también Deschamps et al., 2003). Las condiciones

de clima seco y frio corresponden a los efectos de la Pequeña Edad de Hielo,

que habrían afectado a la región pampeana con más intensidad en un corto

período de 150 años. Sin embargo, la LIA ha sido un fenómeno global, que

comenzó en 1300 DC y terminó en 1870 DC aproximadamente (deMenocal,

2001). En la Patagonia, Argentina, varios autores indican condiciones frías y

húmedas para el período 1540-1820 DC (Haberzettl et al, 2005 y otros autores

citados en ese trabajo). En testigos de hielo peruvianos se encontraron

condiciones húmedas 1500-1720 DC seguidas por condiciones secas 1720 -

1860 DC (Thompson et al., 1985). La comparación del registro de

susceptibilidad magnética de este trabajo al final de la LIA (1860-1900 DC), en

comparación con los niveles de lluvia para la ciudad de Buenos Aires muestra

una ligera tendencia al aumento de las precipitaciones entre mediados del siglo

𝑋𝐼𝑋 y principios del siglo 𝑋𝑋, coincidiendo con el final de la LIA y el

establecimiento de las condiciones actuales, con significativa variabilidad

climática. Puntualmente, la correlación positiva a partir de 1878-1879 DC

probablemente podría indicar el final de la LIA en la región de Melincué. De

acuerdo con la información mencionada anteriormente sobre las Pampas, se

observa una coincidencia entre las fechas del final de la LIA y el final del

período seco, pero hay discrepancias en las fechas de inicio. La razón de las

discrepancias es que cada variación de proxy o indicador climático puede ser

causada por varios forzantes climáticos diferentes y los errores derivados de

los métodos utilizados para datar las muestras. En consecuencia, la extensión

del evento LIA podría variar en diferentes entornos.

La Anomalía Climática Medieval sigue siendo un tema de debate (Crowley y

North, 1991; Stine, 1998). En un principio Lamb (1965) propuso el término

Período Cálido Medieval resumiendo y evaluando una variedad de registros no

instrumentales que indicaban que el período 1080-1200 DC se caracterizó por

veranos cálidos en toda Europa, con la excepción de un interludio frio durante

algún tiempo entre 1050 DC y 1150 DC (Stine, 1998). Este período era

bastante frío en el sur de Argentina (Haberzettl et al, 2005). Por lo tanto, son de


68

mayor importancia las posibles anomalías en las precipitaciones durante ese

período. Durante este período, muchas zonas experimentaron episodios

pronunciados de sequía (Bradley, 2000). En este trabajo se registra

temporalmente el final de la MCA (1200-1300 DC), pero para comprobar la

presencia de este fenómeno en la región pampeana sería necesario tener el

lapso temporal completo en el testigo estudiado.

Capítulo 5. Conclusiones

69

5. CONCLUSIONES

A partir de los estudios llevados a cabo puede concluirse que la magnetización

remanente en los sedimentos analizados del testigo 𝐿𝑀𝑒 de la laguna Melincué

es portada por minerales ferrimagnéticos “blandos”, tipo magnetita de 𝐷𝑃𝑆

como dominio magnético principal con una muy baja proporción de minerales

ferrimagnéticos de alta coercitividad. Para el testigo 𝐿𝑀𝑒9 la magnetización

también es portada por un mineral ferrimagnético “blando” tipo magnetita y/o

maghemita como portador principal y un mineral antiferrimagnético como la

hematita como portador secundario, ambos con 𝐷𝑃𝑆 como dominio magnético

principal.

La concentración de minerales magnéticos es menor a 0,1 % para las muestras

de ambos testigos salvo para 3 muestras de la unidad A del testigo 𝐿𝑀𝑒. El

tamaño de grano magnético varía entre 2 y 8 𝜇𝑚 para 𝐿𝑀𝑒, y 4 y 8 𝜇𝑚 𝐿𝑀𝑒9.

De acuerdo a la correlación con las curvas de edad de Guerra et al. (2015)

usando la susceptibilidad magnética volumétrica, el registro de los testigos

abarca aproximadamente los últimos 720 años AP para 𝐿𝑀𝑒 y 650 años AP

𝐿𝑀𝑒9.

Los cambios observados en la concentración magnética indican en forma

preliminar variaciones climáticas importantes durante el último milenio, mientras

que las variaciones de tamaño de grano magnético sugieren períodos de alto y

bajo nivel de la laguna. La magnetización remanente primaria fue recuperada

de todas las muestras estudiadas con valores de 𝑀𝐴𝐷 inferiores a 10° en la

mayoría de los casos.

El registro paleodireccional obtenido para la laguna Melincué tiene un buen

acuerdo con los modelos Cals3k.4 y GUFM1, las diferencias encontradas

pueden deberse a que estos modelos no representen las características no

dipolares locales.

Los cambios bien definidos en los parámetros magnéticos (tanto en los datos

direccionales como no direccionales) indican el potencial de esta laguna para

estudios paleomagnéticos.

Capítulo 5. Conclusiones

70

Trabajos a futuro

En forma inmediata, se prevé para trabajos futuros el estudio de 3 testigos

extraídos de la laguna en una campaña realizada en Octubre de 2016. Estos

nuevos testigos fueron extraídos del depocentro de la laguna, a diferencia de

los costeros estudiados en este trabajo. Es de esperar que no hayan sufrido los

cambios de nivel de la laguna de la misma manera que los testigos costeros,

por lo que permitirían obtener curvas de variaciones paleoseculares a partir de

las cuales podríamos determinar si los modelos que se utilizan al nivel global

logran representar las características no dipolares locales o efectivamente, los

modelos globales actuales no representan adecuadamente las variaciones

registradas a nivel local. Este tipo de análisis son los que resaltan la

importancia significativa de los estudios llevados a cabo en estas latitudes.

A la fecha los testigos se encuentran datados y se obtuvo una edad de

aproximadamente 116 años para los primeros 36 𝑐𝑚, por lo que se podrá hacer

una correlación con los testigos 𝐿𝑀𝑒 y 𝐿𝑀𝑒9 para el período 2016-1900 DC. El

estudio de este período es interesante ya que posibilita hacer un análisis

ambiental de alta resolución que lleve a alguna conclusión acerca de la relación

entre las inundaciones y la explotación agropecuaria en la zona. Recordamos

que en mayo de 2017 la ciudad de Melincué se inundó a causa del desborde

de la laguna y que en la zona los registros de lluvia más cercanos con los que

se cuenta son los de la ciudad de Buenos Aires.

71

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APÉNDICE: Equipos utilizados

1. Susceptibilímetro Bartington Instruments Ltd.®

Susceptibilímetro Bartington Instruments Ltd.® model MS2 con sensor de

medición MS2B Dual Frecuency Sensor.

Principio de operación: Los sensores funcionan bajo el principio de inducción

de corriente alterna. Están conformados por un circuito oscilador alimentado

por una fuente; de esta manera se genera un campo magnético alterno de baja

intensidad. Cuando la muestra es colocada bajo la influencia de este campo,

varía la frecuencia del oscilador. Dicha variación está dada en forma de un

pulso que se transforma en susceptibilidad magnética a través de diversos

circuitos. Un esquema del sistema es el que puede verse en la Figura 1.

Figura 1: Esquema e imagen del susceptibilímetro

78

2. Magnetómetro JR6A Dual Speed Spinner

El magnetómetro JR6A Dual SpeedSpinner (Figura 2) se utiliza como un

instrumento de laboratorio para las mediciones de magnetización remanentede

muestras de roca en los estudios de magnetismo de roca.

Principios de operación:La muestra gira a una velocidad angular constante en

el portamuestra dentro de un par de bobinas. Un voltaje de corriente alterna es

inducido en las bobinas cuya amplitud y fase dependerá de la magnitud y

dirección del vector de magnetización remanente de la muestra. La tensión se

amplifica, se filtra y digitalizada. Mediante análisis de Fourier software utilizado

calcula dos componentes rectangulares de la proyección de vector de

magnetización remanente en el plano perpendicular al eje de rotación. (Manual

de operación del Magnetómetro JR6A Dual Speed Spinner).

Figura 2: Imagen del magnetómetro JR6A Dual Speed Spinner

3. Magnetizador de pulso ASC Scientific Model ÍM-10-30

Para magnetizar las muestras se utilizó un magnetizador de pulso ASC

Scientific Model IM 10-30 (Figura 3), capaz de manejar campos desde 30 G a

50 KG usando 2 bobinas diferentes para distintos rangos de campo.

79

Principios de operación: El campo utilizado para la magnetización de las

muestras es producido por la descarga de un banco de capacitores a través de

una bobina que rodea la cavidad que contiene el espécimen. El banco de

capacitores es cargado con un voltaje correspondiente al campo requerido

(Manual de operación del Magnetizador de Pulso ASC Scientific Model IM 10-

30).

Figura 3: Magnetizador de pulso ASC Scientific Model ÍM-10-30 y una de las

bobinas.

4. Desmagnetizador por campo alterno Molspin Ltd.

Para aislar la magnetización remanente primaria de las muestras se utilizó un

desmagnetizador por campo alterno Molspin Ltd. (Figura 4). Este equipo

permite desmagnetizar muestras a través del método de campo alterno.

Principio de operación: El campo electrónicamente controlado tiene valores de

pico de más de 0.1 𝑇 a 180 𝐻𝑧. La muestra de 1 pulgada de diámetro por 1

pulgada de alto se sujeta en un vaso girador de 2 ejes. La bobina dentro de la

cual se produce la desmagnetización está protegida por una pared triple de

µ −𝑚𝑒𝑡𝑎𝑙. Una vez que la muestra es colocada en el portamuestra, se lleva el

𝑣𝑎𝑟𝑖𝑎𝑐 al máximo de escala, se selecciona un determinado valor pico de campo

alterno y una pendiente de decrecimiento, se empieza la rotación de la muestra

y finalmente se aplica el campo deseado.

80

Figura 4: Desmagnetizador por campo alterno Molspin Ltd

5. MFK1-FA. Multifunción Kappabridge

Este instrumento de laboratorio es el más preciso del mundo para medir la

anisotropía de susceptibilidad magnética (ASM) y la susceptibilidad magnética

en campos magnéticos débiles variables (rango de campo de 2 A/m a 700

A/m). La susceptibilidad magnética refleja muy sensiblemente cualquier ligera

variación de tipos y concentraciones de minerales magnéticos que excedan la

capacidad de la mayoría de los métodos analíticos convencionales. Su

potencia analítica puede ampliarse aún más cuando se mide en función de la

temperatura, la amplitud del campo aplicado o en varias frecuencias de

funcionamiento. Con este equipo se midieron las curvas de M vs. T.

81

Figura 5: Multifunción Kappabridge. MFK1-FA

6. Balanza de Traslación de Campo Variable (Model MMVFTB)

Este equipo es un magnetómetro de la alta sensibilidad especialmente

diseñado para mediciones de ciclos de histéresis, adquisiciones de IRM de

temperatura, coercitividad de remanencia y curvas termo-magnéticas.

Este instrumento no es solo una balanza de Curie sino que es una balanza de

traslación de campo variable ultra sensible (MMVFTB) que puede realizar

muchas tareas diferentes. Puede medir temperaturas de Curie de hasta 800 ° C

(rango de temperatura que abarca −180 a 800 °𝐶), curvas de adquisición de

𝑀𝑅𝐼 y campo reverso, y susceptibilidad magnética. El software del equipo

facilita los parámetros del diagrama Day y King para evaluar dominios

magnéticos.

82

Figura 6: Balanza de Traslación de Campo Variable (Model MMVFTB)

83

AGRADECIMIENTOS

En primer lugar, le quiero dar las gracias a mi familia, amigos y compañeros por

el apoyo incondicional que me brindaron a lo largo de estos años.

También les agradezco mucho a mis directoras Alicia y Claudia por su

compromiso, dedicación y apoyarme en los últimos pasos de la carrera.

Quiero agradecer a las instituciones que posibilitaron la realización de este

trabajo: Instituto de Física Arroyo Seco – CIFICEN (Centro de Investigaciones

en Física e Ingeniería del Centro de la Provincia de Buenos Aires) de la

Universidad Nacional de Centro de la Provincia de Buenos Aires y al

Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) de la Universidad

Nacional Autónoma de México (UNAM). En especial a todo el grupo de

Paleomagnetismo y Magnetismo Ambiental (CIFICEN) y a la Dra. Ana Sinito

por sus consejos y colaboraciones.

Agradecer el financiamiento del proyecto PIP 2013-0573 (Directora: Dra. C.

Gogorza), gracias al cual pudieron llevarse a cabo las campañas que

posibilitaron hacer este trabajo, y a la Secretaría de Políticas Universitarias

(SPU, Ministerio de Educación) y al Dr. Avto Gogichaishvili que posibilitaron mi

estadía en el LINMA (Morelia, México). Un especial agradecimiento al Dr. Avto

Gogichaishvili, al Dr. Juan Morales y al Dr. Miguel Cervantes Solano por sus

aportes durante mi estadía en México.

También quiero agradecer la invaluable ayuda del los Sres. Zubeldía, Scasso,

Rodriguez, Conde, Santiago y al bioquímico Eduardo Sacone.

Al Grupo Scout de la Ciencia, en particular a Claudio Santiago, Jorge Alfonso,

Federico Portalez, Mailín Büchel, Belén Frías y Julieta Stach que me

acompañaron en la campaña de extracción de testigos del 2015 y a todo

aquellas personas que facilitaron nuestro trabajo en la laguna Melincue, entre

ellos el dueño del camping Sr. Jose Luis.

Cabe destacar que esta Tesis fue llevada a cabo en el marco con la Beca

Estímulo a la Vocación Científica de la Consejo Interuniversitario Nacional

(CIN) y la Beca de Entrenamiento de la Comisión de Investigaciones Científicas

(CIC).

análisis de parámetros magnéticos aplicados al estudio de

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