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Borruel Abadía, Violeta Directores: Larrasoaña Gorosquieta, Juan Cruz Gomez Paccard, Miriam Ponente: Sancho Marcén, Carlos Universidad de Zaragoza Enero 2012 *Título propuesto: Variabilidad climática holocena en el lago de Sanabria (Zamora): magnetismo ambiental 2012 1 ∗ Para la mejor comprensión del presente trabajo, los términos señalados con *, se encuentran definidos y explicado su significado en el Anexo 1, para facilitar la búsqueda están ordenados alfabéticamente. 2 ÍNDICE Introducción Página 1. Introducción ------------------------------------------------------------------- 4 2. Marco geográfico y geológico --------------------------------------------- 5 Marco geográfico ---------------------------------------------------------------------- 5 marco geológico ------------------------------------------------------------------------ 6 3. Antecedentes ------------------------------------------------------------------ 10 4. Objetivos ------------------------------------------------------------------------ 12 5. Metodología -------------------------------------------------------------------- 13 Resultados 6. Propiedades sedimentológicas y geoquímicas ------------------------ 18 descripción Litológica ----------------------------------------------------------------- 19 Parámetros geoquímicos y sedimentológicos ----------------------------------- 22 7. Propiedades magnéticas ---------------------------------------------------- 26 Propiedades no destructivas -------------------------------------------------------- 26 Sedimentos lacustres ------------------------------------------------------------------ 26 Litologías del área fuente ------------------------------------------------------------ 35 Mineralogía magnética ---------------------------------------------------------------- 38 Sedimentos lacustres ------------------------------------------------------------------ 39 Litologías del área fuente ------------------------------------------------------------ 41 Discusión 8. Origen de los minerales magnéticos ------------------------------------- 43 9. Reconstrucción de la variabilidad climática en el entorno del lago de Sanabria durante los últimos 26000 años --------------- 45 10. Conclusiones ------------------------------------------------------------------- 50 Agradecimientos ------------------------------------------------------------------- 52 Bibliografía -------------------------------------------------------------------------- 53 Anexo 1 ------------------------------------------------------------------------------- 58 3 RESUMEN Las técnicas del paleomagnetismo ambiental y de la mineralogía magnética realizadas en los sedimentos de un sondeo del Lago de Sanabria, localizado en la provincia de Zamora (noroeste de España) y en las distintas litologías de su área fuente, con su posterior comparación con otros parámetros paleoambientales, han permitido reconstruir la evolución climática del entorno del lago para los últimos 26000 años, evaluándose las técnicas del paleomagnetismo como indicadoras de los cambios climáticos. Se ha observado una etapa proglacial hasta los 14250 años BP, con un periodo de avance y retroceso del glaciar hasta los 12400 años BP, posteriormente el glaciar retrocedió por completo, con dos intervalos de erosión de los suelos, desde 12400 hasta 9000 años BP y desde 3000 años BP hasta la actualidad. Se han identificado dos procesos de transformación de los minerales magnéticos, uno pedogénico y otro diagenético en el lago. ABSTRACT Environmental paleomagnetism and mineral magnetic techniques applied to a sediment core recovered from Lake Sanabria, located in Zamora province (Northwestern Spain), the different lithologies in the source area and the moraines and their subsequent comparison with the geochemical and sedimentological data has enabled reconstruction of the climatic evolution of the lake area for the last 26000 years, evaluating the paleomagnetic techniques as indicators of climate change. A stage proglacial was observed until 14250 years BP, with a period of glacial advance and retreat of up to 12400 years BP. After this the glacier receded completely, with two intervals of soil erosion, from 12400 to 9000 years BP and from 3000 BP to the present. Two processes of the transformation of magnetic minerals have been identified ; one a pedogenic and the other diagenetic in the lake. 4 Introducción 1. INTRODUCCIÓN El impacto de la variabilidad climática en los ecosistemas terrestres, no está adecuadamente recogida a escala regional por la falta de una amplia distribución de los datos paleoclimáticos (Mayewski et al., 2004) constituyendo un problema para su evaluación y la elaboración de escenarios futuros de cambio climático (IPCC, 2007). Los registros sedimentarios lacustres son los que ofrecen la mejor oportunidad para mejorar el conocimiento sobre el impacto de la variabilidad climática reciente, debido a que se caracterizan por una sedimentación continua, tienen una tasa de acumulación alta, son sensibles a las variaciones climáticas a escala regional, y son muy sensibles a las variaciones hidrológicas en la cuenca, siendo estas últimas una de las mayores manifestaciones de los cambios climáticos en el Holoceno y en el futuro (Dergachev et al., 2007; Giorgio y Lionello, 2008). El enfoque más exitoso de los estudios paleoclimáticos desarrollados hasta ahora ha sido la obtención de múltiples conjuntos de geoindicadores, ya que permiten el co-registro de la variabilidad del clima sobre la base de diferentes procesos físicos, químicos o biológicos que afectan a los lagos y sus cuencas (Last y Smol, 2001). En este sentido, las técnicas de magnetismo ambiental han hecho una contribución importante (Snowball et al., 2002a, 2002b, 2007; Gogorza et al., 2006; Irurzun et al., 2006, 2009; Lanci et al., 1999, 2001; Hirt et al., 2003) porque permiten la identificación de la variabilidad del clima a través de su impacto en el tamaño de grano, la concentración y el tipo de minerales magnéticos (Verosub y Roberts, 1995; Evans y Heller, 2003). Estos minerales son muy abundantes en la mayoría de los sedimentos lacustres y son muy sensibles incluso a pequeños cambios en las condiciones físicas y químicas imperantes durante la sedimentación (Verosub y Roberts, 1995; Evans y Heller, 2003). El relleno sedimentario del Lago de Sanabria, recuperado y estudiado por el grupo de investigación dirigido por Dr. Blas Valero (IPE, CSIC), registra la variabilidad climática en el 5 NW de la Península Ibérica desde el comienzo de la deglaciación de su cuenca de drenaje hace unos 26.000 años hasta la actualidad. La disponibilidad de información paleoclimática complementaria, unida a la gran variablidad ambiental que registra, convierten al Lago de Sanabria en el lugar idóneo para evaluar el potencial de las técnicas del magnetismo ambiental, ya que hasta ahora, los sedimentos recientes no han sido estudiados de manera sistemática desde el punto de vista paleomagnético en España, y constituye una oportunidad única para impulsar este tipo de estudios . 2. MARCO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO 2.1. Marco geográfico El Lago de Sanabria se localiza en el margen noroccidental de la Península Ibérica, en la provincia de Zamora (figura 2.2), a una latitud de 42º07’30’’N y una longitud de 06º43’00’’W, situándose a una altura de 1000 m sobre el nivel del mar (msnm). La cuenca hidrográfica que drena el lago tiene una extensión superficial de 127 km 2 y una geometría elongada en dirección Norte-Sur. Está formada por dos zonas, una alargada en dirección norte-sur, siguiendo la cuenca del río Tera y otra en dirección oeste-este, cuyas aguas llegan a los ríos Segundera y Cárdena, estos dos últimos desembocan en el río Tera antes de su entrada en el lago. Las partes más elevadas, al norte, pertenecen a las sierras de Cabrera y Segundera (en la cual se encuentra la Peña Trevinca con 2.128 m), presentan una topografía aplanada (1.600 a 2.000 msnm) sobre la que se disponen numerosas lagunas. El lago de Sanabria es el lago más grande (3’47 Km 2 ) formado por la acción de los glaciares en la Península Ibérica (Margalef, 1983, Vega et al., 2005). Tiene un régimen hidrologicamente abierto con una elevada tasa de renovación (tiempo de Residencia = 5-9 meses, según de Hoyos y Comín, 1999, de Hoyos et al., 1998). Su balance hídrico está controlado por el caudal de río Tera y por el régimen de precipitaciones. 6 Climatología El clima de la zona, debido a su orografía, está condicionado por los sistemas frontales del Atlántico y en consecuencia el régimen pluviométrico se encuentra estrechamente relacionado con la Oscilación del Atlántico Norte (de Hoyos, 1996). La precipitación media anual es de 1402’3 mm, que se produce fundamentalmente durante los meses de Octubre-Marzo (73% de la precipitación total anual). El periodo del año más seco lo constituye el intervalo Junio-Agosto (que recibe tan sólo el 6% de la precipitación total anual). La temperatura media anual es de 10 ºC. La época más fría es el intervalo OctubreMarzo, donde se registra una temperatura media de 4’2ºC. El intervalo del año que presenta las temperaturas máximas corresponde a Julio-Agosto, con un valor medio de 19.1ºC. La información climatológica ha sido obtenida en el Instituto Nacional de Meteorología (INM), en la estación meteorológica de Ribadelago, con coordenadas 42º07’15” N y 06º44’52”W (1000 msnm) y situada en la orilla occidental del Lago de Sanabria. 2.2. Marco geológico El lago de Sanabria se localiza en la mitad norte de la Zona Centroibérica del Macizo Ibérico (Lotze, 1945; Julivert et al., 1972), concretamente, en el antiforme “Ollo de Sapo”. Los materiales presentes en la región de Sanabria son rocas plutónicas y metamórficas de edad paleozoica y depósitos cuaternarios. El núcleo de este anticlinorio lo forman los gneises de la Formación Ollo de Sapo (Hernández Sampelayo, 1922 y Parga Pondal et al., 1964), y constituyen el sustrato geológico de toda la parte central de la cuenca hidrográfica del Lago de Sanabria (figura 2.2). Son ortogneis glandulares, compuestos por rocas porfídicas con megacristales de feldespato potásico de hasta 2 cm de largo y fenocristales de cuarzo de colores azulados. Rodeando a los gneises por el norte y el este se encuentran las tobas epiclásticas y grauvacas vulcanogénicas de la Fm. Ollo de Sapo (figura 2.2). Esta secuencia vulcanosedimentaria presenta variaciones granulométricas e intercalaciones de pizarras 7 verdosas y niveles microconglomeráticos gradados. La Fm. Ollo de Sapo en la zona de estudio tiene una edad ordovícica inferior (Díez Montes, 2006). El extremo septentrional de la cuenca se dispone sobre una pequeña porción del flanco sur del Sinclinal de Truchas (figura 2.2), constituido por materiales terrígenos más modernos correspondientes a las formaciones Puebla y Culebra (Martínez García, 1973), equivalentes a las Capas de los Montes (Riemer, 1963). Esta formación está constituida por una alternancia de esquistos grises y pardos con bancos cuarcíticos intercalados, que son progresivamente más abundantes y potentes hacia techo. Estos niveles cuarcíticos contienen icnofósiles (Cruziana) y laminaciones cruzadas. La edad de las Fms. Puebla y Culebra es ordovícica inferior (Matte, 1968; Pérez Estaún, 1978). En el entorno del lago y en la parte meridional de la cuenca afloran varias intrusiones ígneas variscas (figura 2.2) que cortan a la Fm. Ollo de Sapo, correspondientes a los Granitoides de Ribadelago (situado en el centro de la cuenca de drenaje del lago) y Quintana, y al Macizo de Hermisende-Pardonelo (centrados en la parte meridional). Díez Montes (2006) clasifica a los Granitoides de Ribadelago y Quintana como granitoides variscos precoces, y al Macizo de Hermisende-Pardonelo como un granitoide varisco sincinemático meso-catazonal. Los granitoides de Ribadelago y Quintana están formados por granodioritas y tonalitas con biotita como mica dominante, y son elongados con dirección paralela a las estructuras regionales variscas (N115E). La cuenca hidrográfica del lago de Sanabria se formó durante el último periodo glacial por la unión de tres lenguas glaciares (valle del Tera, Segundera y Cárdena) y con la posterior retirada y fusión de las mismas (Vega et al., 1992, Vega y Aldasoro, 1994, Vega et al., 2005). Figura 2.1: Valle glaciar del río Tera, al fondo se observa un valle colgado. 8 Esto dio lugar a un lago proglacial cerrado por un complejo morrénico terminal. El lago presenta una morfología cóncava, con un fondo casi plano y alargada en sentido O-E, con dos cubetas (coincidiendo con las áreas de máxima acumulación de hielo): la occidental con 46 m de profundidad y la oriental con 50 m, separadas por un umbral (Aldasoro et al., 1992, Vega et al., 2005) (figura 2.3). 15 mineralogía magnética de las muestras (El significado de dichos parámetros se encuentra detalladamente explicado en el anexo 1). Medidas no destructivas: - La susceptibilidad magnética a baja frecuencia* ( χ ): se ha medido mediante un puente de susceptibilidad “Kappabridge KLY-2” a partir de las muestras discretas. Los datos obtenidos se han normalizado por el peso de las mismas. El resultado se ha comparado con la susceptibilidad magnética analizada de modo continuo mediante un GEOTEK en el sedimento húmedo, por el equipo dirigido por Blas Valero (IPE, CSIC). La susceptibilidad magnética es la relación entre la respuesta magnética (o la magnetización inducida, M) de un material a un campo magnético aplicado (H), M/H. Refleja las contribuciones de los minerales que mantienen una magnetización remanente en la ausencia de un campo aplicado (ferromagnéticos), y los que son "no-magnéticos”, paramagnéticos y diamagnéticos. - La magnetización remante anisterética* (ARM) se ha impartido utilizando un 2000 DTech que aplica un campo AF alterno decreciente, con un pico máximo de 100 mT y un campo directo de 0’05 mT. Posteriormente se ha medido con un magnetómetro criogénico de tres ejes (2G). La ARM es una remanencia magnética proporcional al campo de polarización aplicado que generalmente se asocia a minerales de baja coercitividad (Verosub y Roberts, 1995; Evans y Heller, 2003; Peters y Dekkers, 2003). - La magnetización remanente isotérmica* (IRM) se ha aplicado mediante un magnetizador de impulsos de imanes IM10-30 (ASC sistema científico en el ICTJA) en el eje Z a 0’1 (IRM 0’1T ) y 1’2 T (IRM 1’2T o SIRM). Posteriormente se ha medido mediante un magnetómetro criogénico de tres ejes (2G). 16 La IRM es la magnetización adquirida al aplicar un campo magnético instantáneo. (Verosub y Roberts, 1995; Evans y Heller, 2003; Peters y Dekkers, 2003). La IRM 0’1 es indicativa de la concentración de los minerales de baja coercitividad, mientras que la SIRM es una medida de la concentración los minerales de baja y alta coercitividad. La IRM 1’2T se ha dividido entre la IRM 0’1T (IRM 1’2T /IRM 0’1 T ), para obtener la magnetización remanente isotérmica dura* (HIRM), que es indicativa de la concentración de los minerales de alta coercitividad (como la hematites, la gohetita o los sulfuros), debido a que se aísla la componente de alta coercitividad de la de baja coercitividad. Mientras que la proporción relativa de minerales ferromagnéticos frente a los antiferromagnéticos se ha obtenido mediante el S-ratio* que se define como: IRM 0.3 T /SIRM (Evans y Heller, 2003). El tamaño de grano de la magnetita se ha conocido mediante el parámetro IRM/Karm*(Moskowitz et al., 1993), que se obtiene dividiendo la IRM de 1’2 T entre la Karm (Karm = ARM/39’79). Este parámetro es indicativo del tamaño de grano de la magnetita debido a que las partículas más pequeñas adquieren más eficientemente la remanencia, en particular de la ARM (Maher, 1988; Evans y Heller, 2003). Medidas destructivas: - Desmagnetización térmica de la IRM de tres componentes*: para ello se han aplicado tres IRM a campos decrecientes mediante un magnetizador de impulsos de imanes IM10-30 (ASC sistema científico en el ICTJA) en los tres ejes de las muestras a 1’2, 0’3 y 0’1 T respectivamente. Posteriormente se han desmagnetizado las muestras calentándolas durante una hora a unas temperaturas de: 100, 150, 225, 300, 325, 350, 425, 500, 550, 590, 640 y 680 ºC y dejándolas enfriar otra hora en ausencia de campo magnético. La IRM se ha medido en los tres ejes con un magnetómetro criogénico a cada temperatura de desmagnetización para obtener los espectros de la temperatura desbloqueo de alta, media y baja coercitividad de los componentes e identificar los distintos minerales magnéticos existentes en las muestras ya que cada mineral posee una coercitividad y una temperatura de desbloqueo característica* (Lowrie, 1992). 17 Todas las medidas se han llevado a cabo en el laboratorio de paleomagnetismo del Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera (ICTJA, UB-CSIC) en Barcelona. Figura 5.4: aMagnetómetro criogénico de 3 ejes (2G). bmagnetizador de impulsos de imanes. cpuente de susceptibilidad. dhorno. A B C D 18 3. Comparación de los parámetros paleomagnéticos, de la mineralogía magnética y de los datos geoquímicos y sedimentológicos. Los datos paleomagnéticos de los sedimentos lacustres se han comparado con los de las litologías del área fuente con el fin de establecer el origen de los minerales magnéticos del registro lacustre. Mediante la comparación de los parámetros ambientales magnéticos con los diferentes indicadores sedimentológicos, geoquímicos y biológicos disponibles de los estudios realizados por el equipo dirigido por B. Valero-Garcés (IPE-CSIC) del lago de Sanabria, se ha corroborado la validez de los datos obtenidos y se han desentrañado los procesos específicos que modulan la señal magnética. Los datos obtenidos en profundidad se han pasado a edad a partir del modelo de edad disponible. Resultados 6. PROPIEDADES SEDIMENTOLÓGICAS Y GEOQUÍMICAS En este apartado se muestra la descripción de los sedimentos lacustres y el análisis de los datos geoquímicos y sedimentológicos seleccionados por ser los más representativos para el estudio que se pretende realizar de los sedimentos del lago de Sanabria. Los datos que se han seleccionado son, la luminosidad del sedimento, el contenido en carbono total, la relación Zr/Rb y el porcentaje relativo de Ti. 19 Figura 6 .1: sondeo estudiado en el que se ha situado los tramos de la descripción sedimentológica y la edad, obtenida mediante 14 C. 6.1. Descripción litológica En el sondeo estudiado se han diferenciado ocho tramos que se describen a continuación de base a techo. Tramo 1 172 cm de arcillas finas de color gris verdoso claro y alguna intercalación de arenas de color marrón. Las arcillas son masivas y contienen restos de plantas hacia el techo. Las arenas tienen un tamaño de grano fino, se organizan en intercalaciones milimétrica y son masivas. Tramo 2 27 cm de alternancia de limos de color grismarrón oscuro, gris oscuro y gris claro con alguna intercalación de arena marrón oscura hacia el techo. Los limos de color gris-marrón oscuro y gris claro son masivos, mientras que los de color gris oscuro presentan laminación y tienen abundantes restos de plantas. Las arenas tienen un tamaño de grano fino, se presentan en intercalaciones dese milimétricas hasta de 2 cm y son masivas. Tramo 3 56 cm de limos de color oliva hacia la base y marrón oscuro hacia el techo, ligeramente laminados y con abundantes restos de 20 plantas, siendo de mayor tamaño hacia la base. Tramo 4 136 cm de lodo orgánico de color marrón oscuro con abundantes intercalaciones de arenas marrones. El lodo presenta laminación y restos de plantas, pero su abundancia es menor que en el tramo anterior. Las arenas son de grano fino, se disponen en intercalaciones milimétricas y de hasta 2 cm, son masivas y se organizan en secuencias granodecrecientes. Tramo 5 93 cm de alternancia de limos de color marrón-oliva y gris marronáceo muy oscuro. Los limos son masivos. Los de color gris marronáceo oscuro son ricos en materia orgánica y presentan abundantes fragmentos de plantas, mientras que en los de color marrón-oliva estos fragmentos son poco abundantes. Tramo 6 109 cm de limos de color marrón verdoso oscuro y alguna intercalación de arena marrón. Los limos son masivos y presentan un bajo contenido de fragmentos de plantas. Las arenas son de grano fino, se organizan en láminas milimétricas de hasta 1 cm de espesor y son masivas. Tramo 7 233 cm. Limos de color marrón oscuro hacia la base y marrones hacia el techo con intercalaciones de limos finos de color más claro. Los limos se encuentran laminados hacia la base y hacia el techo. La parte central y las láminas claras son masivas. En todo el tramo se observan abundantes fragmentos de plantas. 21 Tramo 8 68 cm de arcillas de color marrón grisáceo muy oscuro y marrón verdoso oscuro. Las arcillas son masivas hacia la base y débilmente laminadas hacia el techo. 22 6.2. Parámetros geoquímicos y sedimentológicos Figura 6.2: Propiedades geoquímicas y sedimentológicas del Lago de Sanabria, se han dividido en los cinco tramos de su descripción. A la dech. modelo de edad. Izda: sondeo con los tramos de la descripción sedimentológica. % ( g/cm 3 ) 23 La información geoquímica y sedimentológica (figura 6.2) se ha agrupado en 5 tramos que se describen a continuación: - El primer tramo, desde la base del sondeo hasta 7’23 m de profundidad, se caracteriza por unos valores de la luminosidad muy elevados, presenta un contenido en carbono total muy bajo, casi nulo. La relación Zr/Rb también muestra unos valores muy bajos, en torno a 0’5 y el contenido de Ti es elevado, alrededor de 1’3%. Este tramo coincide con el tramo 1 de la descripción sedimentológica. - En el segundo tramo, desde 7’23 m hasta 7 m de profundidad, la luminosidad desciende, mostrando un gran incremento en torno a los 7’12 m. El contenido en carbono total aumenta, mostrando un descenso a los 7’08 m. La relación Zr/Rb es ligeramente mayor que en el tramo anterior y el Ti % disminuye, mostrando un incremento a los 7’08 m. Este tramo coincide con el segundo de la descripción sedimentológica. - El tercer tramo, comprendido entre los 7 m y los 6’4 m, presenta un descenso de la luminosidad respecto al tramo anterior, el carbono total aumenta en la base y disminuye hacia el techo. La realción Zr/Rb, muestra fluctuaciones pero registra los valores máximos, con una media de 5’3. Sin embargo el porcentaje de Ti muestra los valores mínimos, alrededor de 0’5%. Este tramo coincide con el tercero de la descripción sedimentológica. - El cuarto tramo, desde 6’4 m y hasta los 3’1 m, muestra un descenso de la luminosidad, presentando los valores mínimos de todo el sondeo. El contenido en carbono total es mayor respecto al tramo anterior, mostrando una tendencia ascendente, con un contenido medio de 9’5%. La relación Zr/Rb desciende considerablemente, con un contenido medio de 2’8. El contenido del Ti %, disminuye en la base y aumenta ligeramente hacia el techo. A los 6’44, 5’43 y 4’2 m se observa un pico con un aumento de la luminosidad, una disminución del carbono total y del Zr/Rb y un aumento del Ti %, estos picos coinciden con unas capas de arenas de mayor espesor que muestran una secuencia granodecreciente. Este tramo se correlaciona con los tramos 4, 5 y 6 de la descripción sedimentológica. - El quinto tramo, desde 3’1 m hasta la actualidad, presenta un ligero aumento de la luminosidad, el contenido en carbono total también aumenta y muestra un descenso hacia el techo. Tanto del Zr/Rb como del Ti % faltan datos en este tramo, aunque se puede observar que el contenido en Zr/Rb es elevado en la base y disminuye hacia el techo, y el 24 contenido en Ti% muestra unos valores ligeramente mayores que el tramo anterior. Este tramo coincide con el séptimo y el octavo de la descripción sedimentológica. La luminosidad del sedimento se ha utilizado como un indicador del color del mismo, de forma que los colores claros y oscuros se asocian con un aumento y una disminución de la luminosidad respectivamente. Casi todo el carbono total de los sedimentos, más del 98%, es carbono orgánico, puesto que el carbono orgánico no está analizado para todo el sondeo se ha utilizado el contenido en carbono total como equivalente al contenido en carbono orgánico. El contenido en Rb y Zr puede dar información sobre el tamaño de grano y la composición de los sedimentos. El rubidio está presente en varios minerales comunes, incluyendo la mica y los minerales de la arcilla y muestra una movilidad baja en el medio ambiente, debido, principalmente, a su absorción muy fuerte por los minerales de arcilla, sobre todo a pH alto. Sin embargo, su capacidad para sustituir el K en la red cristalina hace que también se pueda encontrar en el feldespato-K (Kylander et al. 2011). El circonio normalmente está enriquecido en los sedimentos de grano grueso y se asocia con minerales pesados como el circón. En los sedimentos de grano fino la relación Zr/Rb puede utilizarse como un indicador de cambios en el tamaño de grano, siendo los valores bajos indicadores de un material de grano fino y los valores más altos de sedimentos de grano grueso (Dypvik y Harris, 2001). Esta relación no se cumple, sin embargo, si hay un aporte significativo de Rb con el feldespato-K, que comúnmente está asociado a limos gruesos y a los tamaños de la fracción arena. La relación del Ti (indicador de tamaño de grano fino), con K y Rb, da una alta correlación con valores de r de 0’945 y 0’925 respectivamente, lo que indica que el tamaño de grano más grueso no es un huésped para el K o el Rb. Por tanto, el Ti, K y Rb se asocian con arcillas, limos muy finos y limos finos, mientras que Zr se asocia con arenas y arenas finas. El coeficiente de correlación de Pearson entre el Ti y Zr/Rb es de -0,82814, mostrando una correlación negativa bastante buena. 31 comprendido entre los 12800 hasta los 8900 años, a los 3500 años y desde los 3000 años hasta la actualidad. En la curva del S-ratio destacan dos descensos bruscos de los valores, entorno a los 10100 y los 7500 años BP, en los cuales la proporción de minerales de alta coercitividad es similar a la existente en la base del sondeo. ARM Los valores de la ARM de los sedimentos lacustres se han representado en un gráfico (figura 7.1.2). La curva que describen se puede dividir en 6 tramos: - Primer tramo, desde 26000 hasta 14700 años BP: muestra unos valores de la ARM bajos, alrededor de 1x10 -6 Am 2 /kg, sin grandes fluctuaciones y mostrando un descendo hacia el techo (hasta 3x10 -7 Am 2 /kg). - En el segundo tramo, desde 14700 hasta 12800 años BP, tiene un valor medio de 1x10 -6 Am 2 /kg, pero este tramo se caracteriza por fluctuaciones bruscas de la ARM. - El tercer tramo, comprendido entre los 12800 y los 8900 años BP, presenta un aumento de la ARM, con unos valores comprendidos entre 1’5x10 -5 y 7x10 -5 Am 2 /kg, con numerosos ascensos y descensos bruscos, destacando un descenso a los 11800 años BP y otro mayor entrono a los 10100 años hasta unos valores de 1x10 -6 Am 2 /kg. - El cuarto tramo, desde 8900 hasta 3000 años BP, presenta un descenso de la ARM en la base y un ligero aumento hacia el techo, con unos valores entorno a 6x10 -6 Am 2 /kg. - El quinto tramo, desde los 3000 hasta los 1800 años BP, se caracteriza por grandes fluctuaciones de la ARM. - El sexto tramo, desde 1800 hasta la actualidad presenta unos valores elevados, en torno a 8x10 -5 Am 2 /kg. La ARM es una medida de la concentración de los minerales ferromagnéticos, como la magnetita (maghemita) y algunos sulfuros, debido a su baja coercitividad. Un aumento de los valores de la ARM puede ser interpretado como un ascenso de los minerales de baja coercitividad (Evans y Heller, 2003). 32 La concentración de los minerales de baja coercitividad es escasa hasta los 14700 años, sufriendo posteriormente aumentos y descensos con una tendencia general ascendente hasta los 11000 años, a continuación hay un descenso en la concentración de estos minerales, siendo el tramo comprendido entre 8900 y 3000 años BP el que presenta el contenido más bajo, aunque los valores no llegan a ser tan pequeños como en la base del sondeo. Posteriormente el contenido aumenta hasta la actualidad, presentando fluctuaciones en torno a los 2500 años. IRM / Karm En la figura 7.1.2 se han representado los valores del parámetro IRM/Karm de las muestras de los sedimentos lacustres. La curva que describen estos valores se ha dividido en cinco tramos: - El primer tramo, desde 26000 hasta 14700 años BP, presenta una curva con una morfología aserrada, con unos valores en torno a 4 KAm/m, con un ligero descenso hacia el techo hasta valores de 2 KAm/m. - El segundo tramo, desde 14700 hasta 12800 años BP, representa un ascenso de IRM/Karm respecto al tramo anterior, que vuelve a tenar unos valores medios de 4 KAm/m. - El tercer tramo, comprendido entre los 12800 y los 8900 años BP, comienza con un descenso de IRM/Karm y se mantiene con unos valores de 1’75 KAm/m, excepto a los 10100 años que hay un pico con valores de 2’5 KAm/m. - El cuarto tramo, desde 8900 hasta 3000 años BP, se caracteriza por una curva mucho más lisa que los tramos anteriores, con valores de 2 KAm/m y un pequeño ascenso hacia el techo del tramo. Figura 7 .1.3 : Lago de Sanabria visto desde una morrena lateral 33 - El quinto tramo, desde los 3000 hasta la actualidad muestra los valores más bajos, 0’55 KAm/m, de toda la curva de la IRM/karm, excepto en torno a los 2500 años que hay un pico con los valores más altos, llegando a 10’02 KAm/m. La relación IRM/Karm se utiliza comúnmente como indicadora del tamaño de grano de la magnetita (Moskowitz et al., 1993), debido a que las partículas más pequeñas son más eficientes en la adquisición de la remanencia, en particular de la ARM (Maher, 1988; Evans y Heller, 2003). Una disminución de la relación IRM/Karm significa un tamaño de grano magnético más pequeño. Desde la base del sondeo hasta los 12800 años BP el tamaño de grano magnético es mayor que en el resto del sondeo. A partir de los 12800 años BP el tamaño de grano desciende y se mantiene bastante constante hasta los 3000 años BP, donde el tamaño magnético desciende hasta la actualidad, encontrándose los valores mínimos, exceptuando un brusco aumento del mismo entorno a los 2600 años BP. HIRM Los valores de la HIRM de los sedimentos lacustres se han representado en un gráfico (figura 7.1.2). La curva que describen se puede dividir en 6 tramos: - El primer tramo, desde 26000 hasta 14700 años BP, muestra unos valores bajos de la HIRM, alrededor de 2’5x10 -5 Am 2 /kg, sin grandes fluctuaciones, con un descenso entorno a los 16400 años BP, hasta 7’4 x10 -6 Am 2 /kg. Figura 7 .1.4 : Lago de Sanabria. 34 - La curva del segundo tramo, desde 14700 hasta 12800 años BP, tiene una morfología aserrada, con fluctuaciones de la HIRM, en conjunto tiene una tendencia ascendente, con unos valores medios de 6x10 -4 Am 2 /kg. - El tercer tramo, comprendido entre los 12800 y los 8900 años BP, se caracteriza por las variaciones bruscas de la HIRM, que varía desde 2’5x10 -5 hasta 2’5x10 -4 Am 2 /kg. Presentando dos descensos bruscos a los 11800 y 10100 años BP. - El cuarto tramo, desde 8900 hasta 3000 años BP, tiene unos valores entorno a 6x10 -5 Am 2 /kg, presenta un ligero descenso de la HIRM en la base del tramo y un ascenso hacia el techo, exceptuando un pico a los 7725 años con un valor de 2’27x10 -5 Am 2 /kg. - El quinto tramo, desde los 3000 hasta los 2000 años BP, presenta los valores más elevados de la HIRM, 2x10 -4 Am 2 /kg con grandes fluctuaciones. - El sexto tramo, desde 2000 años BP hasta la actualidad tiene unos valores medios de 8x10 -5 Am 2 /kg. La HIRM se utiliza como una medida de la concentración en masa los minerales de alta coercitividad. Debido a que aísla la componente de alta coercitividad de la de baja coercitividad (Evans y Heller, 2003). Observando la curva de la HIRM, se aprecia una concentración baja de los minerales de alta coercitividad desde la base hasta los 14700 años, a partir de entonces su concentración se incrementa hasta los 8900 años, con dos picos con menor contenido de estos minerales a los 11800 y 10000 años BP. Desde los 8900 hasta los 3000 años BP, la concentración de estos minerales desciende, aunque los valores no son tan bajos como en el primer tramo. Su contenido máximo se encuentra en torno a los 2760 y 2080 años y sufren un pequeño descenso desde entonces hasta la actualidad. 35 7.1.2 Litologías del área fuente Las propiedades magnéticas de las litologías recogidas en el área fuente (granitos, esquistos, gneises, rocas vulcanosedimentarias) y del till morrénico, se muestran a continuación. Para su mejor visualización se han representado en un gráfico, junto con las propiedades de los sedimentos lacustres. Figura 7.1.5: ARM frente al S-ratio de las rocas del área fuente (granitos, esquistos, gneises y rocas vulcanosedimentarias), del till morrénico y de los sedimentos lacustres. En la figura 7.1.5, se muestra la ARM frente al s-ratio, en ella se observa que la mayoría de las muestras de las rocas del área fuente presentan unos valores de la ARM comprendidos entre 1’11x10-7 7 Am 2 /kg y 3’13x10 -6 Am 2 /kg, exceptuando una muestra con una ARM un poco menor, de 5’96x10 -8 Am 2 /kg. Los valores del s-ratio que muestran están comprendidos entre 0’72 y 0’454, a excepción de dos muestras de rocas vulcanosedimentarias que poseen unos valores de 0’273 y 0’371 respectivamente. 36 El till, sin embargo, muestra unos valores más dispersos tanto de la ARM como del sratio. La ARM varía desde 4’42x10 -7 Am 2 /kg hasta 1’21x10 -5 Am 2 /kg y el s-ratio presenta unos valores comprendidos entre 0’48 y 0’929. Si se comparan estos valores con los de los sedimentos lacustres se observa que las litologías del área fuente muestran una ARM y un s-ratio similares a los de los sedimentos de la base del sondeo. Sin embargo algunas muestras de till poseen unos valores parecidos a las litologías del área fuente pero otras se asemejan a los sedimentos lacustres del techo del sondeo. La ARM muestra que el contenido de minerales de baja coercitividad de las rocas del área fuente es similar al de los sedimentos basales. Mientras que algunas muestras de till presentan un mayor contenido de los mismos, al igual que los sedimentos de la parte superior del sondeo. El s-ratio indica que la proporción relativa de los minerales ferromagnéticos frente a los antiferromagnéticos es similar entre las rocas del área fuente y los sedimentos basales, sin embargo, algunas muestras de till presentan una mayor proporción de minerales ferromagnéticos, al igual que las muestras de la parte superior del sondeo. Figura 7.1.6: Gneis de la Fm. Ollo de Sapo. 37 Figura 7.1.7 y 7.1.8: granitoide de Ribadelago Figura 7.1.9 y 7.1.10: Esquistos de la Fm. Puebla 38 Figura 7.1.11: Rova vulcanosedimentaria Figura 7.1.12: Till de la Fm. Ollo de Sapo 7.2. MINERALOGÍA MAGNÉTICA La mineralogía magnética se ha determinado a partir de los espectros de la temperatura de desbloqueo de alta, media y baja coercitividad en los tres ejes de las muestras de los sedimentos lacustres y de las litologías del entorno del lago, para ello se ha desmagnetizado térmicamente la IRM aplicada en los tres ejes (X: 0’1, Y: 0’3, Z: 1’2 T), los espectros de las temperaturas de desbloqueo se muestran a continuación. 39 Sa 320 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0 100 200 300 400 500 600 Temperatura (ºC) Magnetización 7.2.1 Sedimentos lacustres Leyenda 40 Figura 7.2.1: Espectros de desmagnetización térmica de la IRM de tres componentes de los sedimentos lacustres. Las figuras se muestran de techo a muro del sondeo. En todas las muestras de los sedimentos lacustres se observa una pérdida de la magnetización en torno a los 600°C (figura 7.2.1). En las muestras de la base del sondeo (Sa 373 y Sa 413) se observa una caída de la magnetización en torno a los 325°C (figura 7.2.1), sin embargo en el resto de muestras la disminución de la magnetización se produce en torno a los 200°C (figura 7.2.1). La magnetita (Fe 3 O 4 ) es un mineral de baja coercitividad que tiene una temperatura de Curie teórica de 580 °C (Dunlop y Özdemir, 1997). Por lo cual, la temperatura de desbloqueo (temperatura a la que se pierde la magnetización en unas condiciones de laboratorio: calentando la muestra una hora y enfriándola otra hora en ausencia de campo magnético) a los 600 °C de la componente de baja coercitividad se asocia a la presencia de dicho mineral en todas las muestras. La pirrotita puede cristalizar con un sistema monoclínico (Fe 7 S 8 ), en cuyo caso presenta un punto de Curie de 320 °C, o hexagonal (Fe 9 S 10 ). Aunque en la práctica, la pirrotita hexagonal es antiferromagnética a temperatura ambiente, se somete a una transición cristalográfica a unos 200°C, convirtiéndose en ferrimagnética y presentando una temperatura de Curie de 265°C (Evans y Heller, 2003). El descenso de la magnetización, en 47 1. El primer tramo desde la formación del lago (25600 años BP) hasta los 14250 años BP se interpreta como un periodo proglaciar, en el cual los sedimentos muestran unas propiedades magnéticas similares a las del área fuente (figuras 8.1). Este tramo coincide con el tramo 8 de la descripción sedimentológica, según la descripción de visu y la relación Zr/Ti (figura 9.1), los sedimentos tienen un tamaño de grano muy fino, que se ha atribuido a una harina glaciar, presentan unos colores claros y no poseen materia orgánica. El aporte de detríticos era elevado en este periodo y el parámetro magnético IRM/Karm muestra un tamaño de la magnetita grueso. El hecho que el tamaño de los sedimentos sea más fino en este tramo que en los superiores y el de la magnetita mayor, se debe a que la magnetita tiene un tamaño de grano muy fino, 80 nm, pudiendo llegar a 50 nm (Evans y Heller, 2003), ya es suficientemente fina como para que el pulido glaciar disminuya su tamaño de grano. El resto de propiedades magnéticas muestran una predominancia de minerales magnéticos “duros” con bajo contenido en magnetita. Según las IRM de tres componentes en los sedimentos se encuentra magnetita y pirrotita, al igual que en las rocas del área fuente. Las curvas muestran unas tendencias hacia los valores actuales, en los que no hay glaciar, por lo que se muestra un ligero y progresivo retroceso del mismo. 2. En el segundo tramo, desde 14250 hasta 12400 años BP, las propiedades magnéticas también son similares a las del área fuente (figuras 8.1). Las curvas muestran incrementos y disminuciones de los valores (figura 9.1), por lo que se trataría de un periodo de inestabilidad climática en el cual el glaciar tendría avances y retrocesos. Este tramo coincide con el techo del tramo 8 de la descripción sedimentológica, en el cual se encuentran las primeras intercalaciones de arenas y con el tramo 7. Los sedimentos son un poco más oscuros que en el tramo anterior y el contenido de carbono total aumenta ligeramente, indicando también el retroceso del glaciar. Durante este intervalo de tiempo la entrada de detríticos disminuye y el tamaño de grano es ligeramente mayor que en el tramo anterior, sin embargo el tamaño de la 48 magnetita se mantiene constante. La ARM muestra un aumento de la magnetita, mientras que el s-ratio muestra unos valores similares al primer tramo. Hacia el techo de este tramo, el glaciar debió experimenta un avance entorno a los 13000 años, posiblemente asociado con el Dryas reciente, ya que se observa que las propiedades magnéticas y sedimentológicas adquieren los mismos valores que los sedimentos basales del lago, disminuyendo el contenido en carbono total y volviéndose más claros los sedimentos, el contenido en magnetita y los minerales ferromagnéticos respecto a los antiferromagnéticos también disminuyen. • A partir de los 12400 años BP, el contenido en carbono total aumenta y los sedimentos se vuelven de colores más oscuros. El tamaño de grano también se incrementa (figura 9.1), siendo especialmente grueso en comparación con el resto del sondeo en el intervalo comprendido entre 12400 y 9000 y desde 2450 hasta 2100 años BP, debido a que los procesos de meteorización imperantes no son tan eficientes como el pulido glaciar rebajando el tamaño de grano. Sin embargo el tamaño de la magnetita disminuye ligeramente, esto puede atribuirse a que la magnetita formada mediante procesos edáficos presenta un tamaño de grano menor que la magnetita de las rocas del área fuente. Los minerales de baja coercitividad son más abundantes, así como los ferromagnéticos en comparación con los antiferromagnéticos, diferenciándose claramente las propiedades magnéticas (figura 8.1) y la mineralogía de los sedimentos lacustres respecto a la del área fuente. Todas estas características indican que el glaciar retrocedió casi por completo. A los 11800, 10100 y 7550 años BP, los parámetros magnéticos y geoquímicos se asemejan a los del primer tramo proglaciar (figura 9.1), el contenido en carbono total disminuye, los sedimentos se vuelven de colores ligeramente más claros y presentan un tamaño de grano menor. El contenido en magnetita y los minerales ferromagnéticos respecto a los antiferromagnéticos también disminuyen. Estos valores coinciden con unas capas de arena de mayor espesor que el resto, que presentan una secuencia granodecreciente. Por lo tanto, estas capas se produjeron por la entrada en el lago de unos sedimentos con unas características similares a la harina glaciar, posiblemente debido al deslizamiento de alguna morrena. 49 3. En el intervalo de tiempo comprendido entre los 12400 y 9000 años BP, el Sratio, la ARM, la HIRM y en menor medida, la susceptibilidad magnética, aumentan considerablemente en comparación con el resto del sondeo (figura 9.1). Debido a que el aumento de la ARM y del S-ratio se asocia con la transformación de la pirrotita en magnetita mediante procesos edáficos, el incremento de estos valores en los sedimentos lacustres, puede deberse a un aumento en la erosión de los suelos debido a una degradación de la vegetación. Este intervalo de tiempo, que coincide con el tramo 6 y la parte basal y central del 5 de la descripción sedimentológica, presenta una disminución del tamaño de grano según la relación Zr/Rb y un aumento hacia el techo del contenido en carbono total. El hecho de una posible degradación de los suelos se ha corroborado según un estudio palimnológico (Muñoz et al.,2004) en el que observan que el bosque comienza a formarse después de la época proglaciar y no alcanza su máxima expansión hasta los 9500 años BP, sufriendo un retroceso en el intervalo comprendido entre los 11000 y los 10000 años BP. Por lo tanto, se puede afirmar que el aumento de la ARM y del S-ratio se debe a una degradación de suelos, que provocó que llegasen al lago más minerales magnéticos blandos (magnetita). La desmagnetización térmica también indica que en los sedimentos lacustres hay magnetita y greigita. 4. En el intervalo comprendido entre los 9000 y 3000 años BP, los sedimentos muestran una disminución de los valores del s-ratio y ARM, indicando una mayor proporción de los minerales antiferromagnéticos y de alta coercitividad. La relación IRM/Karm aumenta ligeramente (figura 9.1), señalando un pequeño aumento de grano de la magnetita. En la figura 8.1, también se observa que este intervalo de tiempo, aunque está claramente diferenciado del tramo proglaciar, presenta unas características más similares a él que el tramo anterior. Este tramo coincide con el techo del 5, el 4 y el 3 de la descripción sedimentológica, en el que se muestra un ligero aumento del tamaño de grano y del carbono total. Este tramo se ha interpretado como un periodo cálido, en el que el bosque estaría totalmente recuperado, y los árboles retendrían el suelo, protegiéndolo de la escorrentía, 50 haciendo que las propiedades magnéticas sean más similares al tramo proglaciar, en el que no llegaban sedimentos pedogenizados al lago. Esta hipótesis se ve apoyada por Muñoz et al. (2004), que afirman que según los diagramas polínicos durante esta época el bosque era dominante en la zona de estudio. 5. A partir de 3000 años BP, la ARM, el S-ratio y la susceptibilidad magnética comienzan a aumentar, llegando a los valores máximos en torno a los 2350 años BP. Estos valores se acercan a los de las morrenas que han sufrido procesos pedogénicos, por lo que el aumento de los mismos en los sedimentos lacustres se interpreta como una degradación de los suelos y la llegada de los sedimentos de los mismos al lago. Este intervalo coincide con el tramo 2 y el 1 de la descripción sedimentológica, en conjunto, se observa una disminución del carbono total y un progresivo aumento del mismo hacia el techo. La entrada de detríticos (según el porcentaje de Ti) también aumenta. Según Muñoz et al. (2004), la degradación del bosque comienza a partir de los 4000 años BP, pero es a partir de los 3000 años BP, cuando se hace más intensa. Además a partir de los 2200 años BP, tiene lugar la ocupación romana y por la Puebla de Sanabria pasaba la ruta de la plata y el camino de Santiago desde Francia (Kinder y Hilgemann, 1980), lo que hizo que los procesos de deforestación fuesen más intensos. El inicio de la deforestación se mantiene hasta la actualidad. 10. CONCLUSIONES 1. Las técnicas de paleomagnetismo han resultado ser adecuadas para la identificación de las variaciones climáticas a partir de los sedimentos lacustres. Aunque para una correcta interpretación del significado que tienen los cambios en el tipo, la concentración y el tamaño de grano de la mineralogía magnética de los sedimentos lacustres en la evolución del clima, es necesario conocer el magnetismo de las litologías del área fuente. 51 2. Es muy importante normalizar los parámetros, debido a que los cambios en la densidad y la porosidad del sedimento pueden llevar a interpretaciones erróneas. 3. En los sedimentos lacustres de la base del sondeo se ha encontrado magnetita y pirrotita monoclínica detríticas, procedentes de la meteorización física de las rocas del área fuente, mientras que en la parte media y superior hay magnetita detrítica generada a partir de la transformación de la pirrotita en magnetita a partir de procesos pedogénicos y greigita diagenética formada en el mismo lago. 4. El lago de Sanabria se formó con posterioridad a los 25600 años BP, debido a la retirada del glaciar. Este glaciar perduró hasta 12400 años BP, presentado un posible avance a los 13000 años BP. 5. A partir de 12400 años BP el clima se vuelve más cálido y al lago llegan sedimentos transportados por los ríos y de escorrentía procedentes de suelos y material meteorizado. 6. Durante el intervalo comprendido entre 12400 y 9000 años BP, tuvo lugar un proceso de desforestación y una degradación de los suelos. Durante este intervalo, en torno a los 11800 y 10100 años BP, y a los 7550 años, al lago se aportaron sedimentos semejantes a la harina glaciar, posiblemente debido al deslizamiento de alguna morrena. 7. Desde los 9000 hasta los 3000 años BP, la degradación de los suelos disminuye. 8. A partir de 3000 años BP comienzan los procesos de degradación de los suelos y se mantienen hasta la actualidad. 52 Agradecimientos: Mis agradecimientos a mi director de este trabajo, Juan Cruz Larrasoaña, por dedicarme su tiempo y transmitirme sus conocimientos. A mi familia y a mi novio, por acompañarme a Sanabria, cargar las piedras conmigo, darme su apoyo y confianza. A mis padres, por pagarme la carrera, el master y todo lo que he necesitado para hacer posible la realización de este trabajo. A Miriam Gómez y al equipo de paleomagnetismo del ICTJA, por mi buena acogida y la ayuda prestada. A Carlos Sancho, por mostrarse tan dispuesto a ser el ponente de este trabajo. 53 BIBLIOGRAFÍA Aldasoro, J. J., Hoyos, C. de y Vega, J. C. (1992): El lago de Sanabria. Estudio limnológico. En Azcárate, J. M. y García P. (Eds.): Monografías de la Red de Espacios Naturales de Castilla y León. Consejería de Medio Ambiente y Ordenación del Territorio, 135 pp. Allen, J. R. M., Huntley, B. y Watts, W. A. (1996): The vegetation and climate of northwest Iberia over the last 14,000 yr. Journal of Quaternary Science 11, 125-147. Banerjee, S. K., J. King, and J. 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