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Rekonstruktion von Paläosäkularvariationen
des Erdmagnetfeldes
an holozänen marinen Sedimenten
aus der Region des Makran Akkretionskeils
Dissertation
zur Erlangung des
Doktorgrades der Naturwissenschaften
im Fachbereich Geowissenschaften
der Universität Bremen
vorgelegt von
Marion Müller
Bremen 2004
Danksagung
Mein besonderer Dank gilt Herrn Prof. Dr. Ulrich Bleil für seine spontane Hilfe und sein großzügiges Entgegenkommen bei der Übernahme der fachlichen Betreuung der vorliegenden
Arbeit. Ich danke Herrn Dr. Tilo von Dobeneck für die Übernahme des zweiten Gutachtens.
Großen Dank an Herrn Prof. Dr. Dieter Meischner für das Vertrauen, dass er zu Beginn dieser Arbeit in mich setzte und seine bedingungslose Unterstützung während der ersten
schwierigen Phase.
Herrn Dr. Thomas Frederichs danke ich ganz besonders für die vielen konstruktiven und
motivierenden Diskussionen während meiner Zeit in Bremen. Seine große Hilfsbereitschaft
hat mich viele Hindernisse meistern lassen, so dass dieses Gesamtwerk entstehen konnte.
Für die fachliche Diskussion danke ich ebenfalls Herrn Dr. Andreas Lückge (BGR,
Hannover).
Herrn Dr. Norbert Nowaczyk und Frau Dr. Ute Frank (GFZ Potsdam) danke ich für die gute
Zusammenarbeit und die nette Betreuung während der Messungen im „Fledermauslabor“.
Mit Bezug auf die hervorragende Technik in Bremen, möchte ich mich ganz besonders bei
Frau Liane Brück, Herrn Christian Hilgenfeldt, Frau Heike Piero und Herrn Andreas
Steinbach bedanken, die immer dafür gesorgt haben, dass es irgendwie weiterging. Anne
Witt, Daniela Hofmann, Melanie Dillon und Christine Franke danke ich von Herzen für die
fachlichen Gespräche sowie für die guten Unterkünfte. Nicht vergessen möchte ich Herrn
Dr. David Heslop und Herrn Dr. Karl Fabian, die zu gegebener Zeit immer bereitwillig meine
Fragen beantwortet haben.
Großartig war vor allem der Einsatz der Kollegen der Arbeitsgruppe „Marine Geophysik“ im
Lilienthaler Krankenhaus. An dieser Stelle auch an die nicht namentlich genannten Mitarbeiter der Arbeitsgruppe „Marine Geophysik“ einen großen Dank für die Unterstützung.
Ein besonderer Dank geht an meine Freunde Prof. Dr. Joachim Escher und Frau Anja
Fohrmann für die erfolgreichen strategischen Hilfen sowie die mühevolle Arbeit der Korrektur.
Sie stehen stellvertretend für viele Menschen, die mit ihren kleinen und großen Hilfen zum
Gelingen dieser Arbeit beigetragen haben und denen ich herzlich danke. „Last but not least“
danke ich meinem Mann und meiner Tochter, Olaf und Tasja Müller, dass sie mich bis zum
glücklichen Ende dieser Arbeit mit meinem Temperament ertragen haben.
Inhalt
1. Einleitung
1
2. Sedimentationsraum Arabisches Meer
4
2.1 Klima, Ozeanografie und Sedimentation
5
2.2 Die Makran Küste
10
2.2.1
Die Makran Subduktionszone
11
2.2.2
Der Makran Akkretionskeil
13
2.2.2.1
Morphologie des Kernentnahmegebietes
3. Paläo- und Gesteinsmagnetik
14
16
3.1 Paläomagnetik
16
3.2 Gesteinsmagnetik
19
3.2.1
Physikalische Grundlagen des Magnetismus in Mineralen
19
3.2.2
Natürliche Remanente Magnetisierung in Sedimenten
22
3.2.3
Remanenztragende Minerale in Gesteinen/Sedimenten
26
3.2.3.1
Kubische Minerale
28
3.2.3.2
Rhomboedrische Minerale
31
3.3 Gesteinsmagnetische Methoden und Parameter
33
3.3.1
Magnetische Hysterese
36
3.3.2
Magnetische Suszeptibilität
40
3.3.3
Wechselfeldentmagnetisierung
42
3.3.4
Synthetische remanente Magnetisierungen
43
3.3.5
Thermomagnetische Untersuchungen
47
4. Probenmaterial
49
4.1 Probenentnahme
49
4.2 Zusammensetzung der Sedimentproben
49
4.3 Altersdatierung
51
4.4 Betrachtung der Natürlichen Remanenten Magnetisierung
54
5. Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
57
5.1 Natürliche Remanente Magnetisierung NRM
57
5.2 Anhysteretische Remanente Magnetisierung ARM
64
5.2.1
Anisotropie der Anhysteretischen Remanenten Magnetisierung
5.3 Isothermale Remanente Magnetisierung IRM
66
69
5.4 Magnetische Suszeptibilität κ
5.4.1
Frequenzabhängige Suszeptibilität κfd
75
76
5.5 Hystereseparameter
77
5.6 Thermomagnetische Untersuchungen (Hoch- und Tieftemperatur)
82
5.7 Mineralogie, Konzentration, Korngröße
85
5.7.1
Mineralogie
85
5.7.2
Konzentration
86
5.7.3
Korngröße
86
6. Interpretation der Ergebnisse
6.1 Relative Paläointensität des Erdmagnetfeldes (bis 3600 a B.P.)
6.1.1
Ergebnisse von Kern 315KA
87
87
87
6.1.2 Überregionaler Vergleich relativer Paläointensitätsvariationen
96
6.2 Rekonstruktion der Richtungen des Erdmagnetfeldes (bis 3600 a B.P.)
101
6.2.1
Ergebnisse von Kern 315KA
103
6.2.2
Überregionaler Vergleich der Richtungsvariationen
105
6.3 Der Einfluss des Klimas auf die gesteinsmagnetischen Parameter
121
6.3.1
Sedimentation und Klima
121
6.3.2
Klimasignale
124
6.3.2.1
Mineralogie
124
6.3.2.2
Magnetische Korngröße
124
6.3.2.3
Konzentration
125
7. Zusammenfassung
131
8. Literaturverzeichnis
136
Anhang A: Gesteinsmagnetische Parameter
Anhang B: Paläomagnetische Daten
1 Einleitung
1
1 Einleitung
Bereits im 17.Jhd. versuchte sich die Wissenschaft eine modellhafte Vorstellung vom Ursprung des Erdmagnetfeldes zu schaffen. Durch Experimente mit einer Magneteisensteinkugel, die William Gilbert (1600) als Erdmodell nutzte und Terrella nannte, kam er zu
dem Schluss, dass die Erde selbst ein großer Magnet sei.
Ursprung und Mechanismus zur Erhaltung des Erdmagnetfeldes stellen bis heute ein mit
vielen Fragen behaftetes Phänomen dar. Carl Friedrich Gauss (1838) zeigte, dass die Quelle
des Erdmagnetfeldes im Inneren der Erde liegen muss. Die zunächst entwickelte Theorie
eines Permanentmagneten im Erdzentrum wurde durch die hohen Temperaturen im Erdinneren (oberhalb der Curie Temperatur) bald verworfen.
Busse (1975) berechnete das Modell eines hydromagnetischen Dynamos im Erdinneren als
Ursprung des Magnetfeldes. Diese Theorie wurde durch Glatzmeier und Roberts (1995 a,b)
einen wesentlichen Schritt weitergebracht, als sie mit Hilfe eines numerischen Rechenmodells einen selbstkonsistenten Dynamo simulierten, der wichtige Aspekte des Erdmagnetfeldes (dipolares Feld; Feldumkehr) repräsentierte.
Stand heutiger Erkenntnis ist, dass die dominierenden inneren Anteile des Erdmagnetfeldes
die einer einheitlich magnetisierten Kugel, mit einem gekippten, axialen Dipol gleichen.
Durch Beobachtungen und Messungen regionaler Erscheinungen des Erdmagnetfeldes an
der Erdoberfläche wird zunehmend versucht eine realitätsnahe Modellierung des Erdmagnetfeldes zu erreichen. Anhand dieser Darlegungen könnte wiederum die grundsätzliche
Frage nach dem Ursprung des Erdmagnetfeldes ein Stück weiter geklärt werden.
Mit Bezug auf regionale Erscheinungen des Erdmagnetfeldes, die an der Erdoberfläche beobachtet und gemessen werden, sind vor allem säkulare Variationen der Paläointensität und
der Richtungen des Erdmagnetfeldes mit zeitlichen Perioden von 10² bis 10³ Jahren von besonderem Interesse.
Die Paläointensität des Erdmagnetfeldes ist ein globales Charakteristikum, das auf den
dominierenden Dipolanteil zurückzuführen ist (Channell et al., 2000). Säkulare Richtungsänderungen des Paläoerdmagnetfeldes hingegen basieren auf dem Nichtdipolanteil. Erste
Untersuchungen zu Paläosäkularvariationen wurden nach Chevallier (1925) an Laven des
Mount Etna durchgeführt, 1937 folgten archäomagnetische Betrachtungen an archäologischen Funden wie Töpferwaren aus Ton durch Thellier & Thellier.
Aus historischen und messtechnischen Gründen werden bis heute für die Festlegung des
magnetischen Feldvektors die Komponenten des Erdmagnetfeldes Deklination (D), Inklination (I) und Horizontalintensität (H) (Kap. 3.4.1) angegeben. Durch die Betrachtung von
2
1 Einleitung
drei voneinander abweichenden Deklinationsmessungen zu verschiedenen Zeiten (1580,
1622, 1634) in London, leitete H. Gellibrand (1635) ab, dass der magnetische Feldvektor
orts- und zeitabhängig ist. Für Orte, welche näher beieinander liegen, wie beispielsweise
London und Paris, verlaufen diese säkularen Änderungen grob betrachtet ähnlich, über die
Größe eines Kontinents hinaus konnten jedoch bis heute keine allgemeingültigen Korrelationen bewiesen werden.
Während der Expedition SO90 (1993) mit dem Forschungsschiff RV SONNE zum Makran
Akkretionskeil vor Pakistan wurden Kerne mit laminierten marinen Sedimenten gezogen, die
eine vergleichsweise hohe Ablagerungsrate von durchschnittlich 1 mm/a aufwiesen. Die
Laminationen entsprechen saisonalen hell/dunkel Warven, die auf einen jahreszeitlichen
Richtungswechsel des Monsuns in dieser Region zurückzuführen sind. Sedimente des Kerns
56KA von SO90 (1993) konnten mit Hilfe der C14-Methode und durch Zählung der Warven
mittels einer Grauwertanalyse auf 5000 a B.P. (+/- 5 Jahre) datiert werden (Von Rad et al.,
1999a).
Diese feinen Laminationen kennzeichnen ebenfalls die Sedimente von Kern 315KA, die auf
der Sonne-Reise 130 im April/Mai 1998 gewonnen wurden. Die Ablagerungen zeigen auffällige Turbidithorizonte, die deutliche Zeitmarker darstellen. In der vorliegenden Arbeit wurden diese Turbidithorizonte von Kern 315KA mit Turbiditen von Kern 56KA korreliert, so dass
auch für den Kern 315KA eine Genauigkeit der Altersdatierung von +/- 10 Jahren erreicht
und die Kernbasis auf 3600 Jahre a B.P. datiert wurde.
Durch paläomagnetische Daten von marinen und limnischen Sedimenten mit hohen Ablagerungsraten können, wie an Laven oder archäomagnetischen Funden, Paläosäkularvariationen des Erdmagnetfeldes rekonstruiert werden. Dementsprechend war Kern 315KA
für hochauflösende paläomagnetische Studien bezüglich säkularer Variationen besonders
geeignet. Erste Messungen im Rahmen eines Pilotprojektes, zeigten, dass die magnetischen
Informationen im Sediment gut erhalten waren. Untersuchungen zu Paläosäkularvariationen
waren bis dato in einer derart hohen Auflösung für das Holozän an marinen Sedimenten
nicht möglich. Aus der Region sind keine Informationen zum Paläoerdmagnetfeld bezüglich
Richtung und Intensität während des Holozäns bekannt.
Die Sedimente des Kerns 315 KA wurden nach der Bestimmung der paläomagnetischen
Information in der vorliegenden Arbeit detailliert mit gesteinsmagnetischen Methoden analysiert, um die Paläointensität des Erdmagnetfeldes für die letzten 3600 a B.P. in der Region
des Nordostarabischen Meeres sowie säkulare Richtungsänderungen zu rekonstruieren.
1 Einleitung
3
Aufzeichnungen der Paläointensität in Sedimenten können durch Klimasignale beeinflußt
und verfälscht sein. Nach Thompson & Oldfield (1986) können Änderungen in der Mineralogie,
Korngrößenvariationen
der
magnetischen
Partikel
und/oder
Konzentrations-
schwankungen des magnetischen und nichtmagnetischen Mineralinventars Klimasignale im
Sediment reflektieren. Die Sedimente des Kerns 56KA SO90 wiesen solche Klimaabhängigkeiten auf. Von Rad et al. (1999a) differenzierten auf der Basis von Warvenmächtigkeiten
verschiedene Klimaepochen in Kern 56KA. Lückge et al. (2001) unterschieden Klimaperioden mit variierenden Monsunintensitäten durch geochemische Analysen. Da die Kerne 56KA
und 315KA die gleichen Sedimentschichten umfassen, können die magnetischen Daten von
Kern 315KA ebenfalls klimatisch beeinflusst sein. Demnach werden die gesteins- und
paläomagnetischen Ergebnisse mit Blick auf mögliche Klimaabhängigkeiten betrachtet.
Ziel dieser Arbeit ist, holozäne Richtungs- und Intensitätsschwankungen des Erdmagnetfeldes für die Region um den Makran Akkretionskeil vor Pakistan zu rekonstruieren. Die Variation der aus dem erarbeiteten Material bestimmten relativen Paläointensität sowie der
Paläorichtungen des Erdmagnetfeldes werden mit Archivdaten anderer Arbeiten verglichen.
Mögliche Zusammenhänge von der Änderung magnetischer Eigenschaften des Sediments
und Variationen des Paläoklimas werden diskutiert.
4
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
Die Sonne Forschungsfahrten SO90 und SO130 führten in das Gebiet um den Makran
Akkretionskeil im Nordostarabischen Meer. Das Arabische Meer ist das nordwestlichste Teilbecken des Indischen Ozeans und wird von Nordostafrika, Arabien und der indischen Halbinsel begrenzt. Über den Golf von Oman und die Straße von Hormuz besteht eine ozeanografische Verbindung mit dem Persischen Golf sowie über den Golf von Aden über Bab elMandeb eine Verbindung mit dem Roten Meer (Abb. 2.1). Im Süden schließt der Indische
Ozean an.
64°E
65°E
66°E
67°E
68°E
26°N
PA
KIS
T
M A K R A N
Ormara
AN
Karachi
25°N
315KA / 56KA
m
00
30
24°N
OMZ
r
he
sc
rs i l f
Pe Go
Indien
er
Me
23°N
315KA/56KA
10
20
0
00
0m
20
Ar
ab
M isc
ee he
r s
tes
Ro
Afrika
Arabien
MAKRAN
m
0m
22°N
Abb. 2.1 Lokationen der Kerne 56KA und 315KA im Arabischen Meer. Der hellgraue Bereich kennzeichnet die
Tiefe zwischen 200 und 1200 m, in der sich eine gut ausgebildete Sauerstoffminimumzone (OMZ = Oxygen Minimum Zone) ausbreitet.
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
5
Die Lokationen der untersuchten Kerne 56KA, 24°50’N/65°55’E (Von Rad et al., 1999a,
2002; Lückge et al., 2001, 2002); 315KA, 24°49’N/65°54’E) liegen im Nordostarabischen
Meer westlich von Karachi vor der Makran Küste (Abb. 2.1). Die Kerne wurden in einer Tiefe
von etwa 800 m gezogen, in der dortigen zwischen 200 m und 1200 m Wassertiefe gut ausgebildeten Sauerstoffminimumzone (OMZ = Oxygen Minimum Zone; Abb. 2.1; Von Rad et
al., 1995 , 1998). Die Entstehung der OMZ ist eng verknüpft mit dem saisonalen Richtungswechsel der Monsunwinde in der Region. Durch diese besondere klimatische Situation
kommt es vor Ort zur Sedimentation jahreszeitlicher hell/dunkel Laminationen. Kapitel 2.1
klärt die Zusammenhänge dieser Merkmale (OMZ, Richtungswechsel der Monsunwinde,
saisonale hell/dunkel Laminationen). Es wird ein Überblick über die Region und ihre spezielle
großräumige Klimasituation gegeben. Eine intensivere Betrachtung von Klima und Sedimentation im Arbeitsgebiet mit Blick auf einen möglichen klimatischen Einfluss auf die gesteinsmagnetischen Parameter erfolgt im Detail in Kapitel 6.3.
Die Entstehung der Makran Küste basiert auf plattentektonischen Bewegungen. Sedimentologie und Morphologie sind dementsprechend geprägt. In Kapitel 2.2 wird der Fokus deshalb auf die Entstehung, Entwicklung sowie die plattentektonische Geschichte der Makran
Küste gelegt und die tektonischen Elemente der Region erklärt.
2.1 Klima, Ozeanografie und Sedimentation
Jahreszeitliche Richtungswechsel der Monsunwinde in der Region des Arabischen Meeres
beeinflussen das Gesamtbild von Klima, Ozeanografie und Sedimentation.
Das Nordostarabische Meer ist durch eine reduzierte vertikale Durchmischung der Wasserschichten und die OMZ (Abb. 2.1) gekennzeichnet. Eine Erklärung der Zusammenhänge
erfordert zunächst die Betrachtung der Wasserschichtung im Arabischen Meer. Danach wird
der Einfluss der saisonal wechselnden Monsunwindrichtungen auf die Wasserschichtung, die
Sauerstoffminimumzone sowie auf die Sedimentation verdeutlicht.
Wasserschichtung
Das Oberflächenwasser des arabischen Meeres reicht bis in eine Tiefe von ca. 200 m.
Unterhalb des Oberflächenwassers, zwischen etwa 200 m und 1500 m, ist im Arabischen
Meer eine hochhaline, intermediäre Wasserschicht ausgebildet (Wyrtki, 1973). In einer
Wassertiefe von 1000 m liegt die Salinität zwischen 35.40 und 35.44 0/00 (Berner et al.,
1998). Während des Sommermonsuns wird diese Meerwasserschicht durch das Einströmen
von warmem, hochhalinem Meerwasser in etwa 200 bis 300 m Wassertiefe aus dem Persischen Golf durch die Straße von Hormuz gespeist. Zusätzlich kommt es gezeitenabhängig
6
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
zu einer weiteren Versorgung hochhalinem Meerwassers aus dem Roten Meer oberhalb von
800 m Wassertiefe über die Meerenge Bab el-Mandeb (Wyrtki, 1973). Weitere Wassermassen strömen aus Äquatornähe hinzu (You & Tomczak, 1993). Die intermediäre Wasserschicht ist auf Grund ihrer hohen Salinität Ursache für eine reduzierte vertikale Durchmischung der Wasserschichten (Wyrtki, 1973; Prell et al., 1990).
Unterhalb
von
1500 m
befindet
sich
sauerstoffreiches
antarktisches
Tiefenwasser
(Wyrtki, 1973).
Monsunwinde
Die Monsunwinde in der Region des Arabischen Meeres unterliegen einem extremen jahreszeitlichen Richtungswechsel von 180°, daher wird im Folgenden explizit auf die Situation im
Sommer (Südwestmonsun) und im Winter (Nordostmonsun) eingegangen.
Südwestmonsun (Sommer)
Im Sommer bildet sich durch die Erwärmung der Troposphäre über dem asiatischen Kontinent eine Tiefdruckzone (T) (Abb. 2.2 a).
30°E
60°E
90°E
120°E
150°E
60°N
30°E
60°E
a) Juli
H
120°E
150°E
60°N
H
45°N
T
90°E
45°N
30°N
30°N
15°N
15°N
0°N
0°N
b) Januar
Abb. 2.2 Druck- [mbar] und Windverhältnisse über Südost Asien im a) Juli und b) Januar (nach Strahler &
Strahler, 1987). H = Hochdruckzone, T = Tiefdruckzone
Das entstehende Druckgefälle zwischen dieser Tiefdruckzone und einer Hochdruckzone (H)
über dem südlichen Indischen Ozean bewirkt, dass warme, feuchte Luft aus Südwest über
den Äquator Richtung Nordost bewegt wird. Von Juni bis August kommt es so zu starken
Regenfällen auf dem indischen Subkontinent. Die Zentren der Tiefdruckgebiete (Zyklone)
7
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
über der Makran Küste führen zu heftigen Stürmen und erhöhter Dünung, die unter anderem Einfluss auf den terrigenen Eintrag haben und in Kapitel 6.3.1 deshalb noch einmal
aufgegriffen werden (Snead, 1993a).
Mit dem Südwestmonsun, verglichen mit dem Nordostmonsun im Winter, ist eine wesentlich
intensivere atmosphärische und ozeanische Zirkulation mit Windgeschwindigkeiten von
etwa 55 km/h (Wyrtki, 1973; Hastenrath & Lamb, 1979) verbunden. Während des Südwestmonsuns treiben die starken aus Richtung Südwest wehenden Winde das Oberflächenwasser vor den Küsten von Nord Somalia und Oman in Richtung Nordost. Es strömt entlang
der Makran Küste, wird südöstlich des Indus Deltas nach Südost abgelenkt und fließt dann
parallel des indischen Subkontinents (Abb. 2.3 a).
30°E
40°E
50°E
60°E
a) August
70°E
80°E
30°E
40°E
50°E
60°E
70°E
80°E
30°N
30°N
25°N
25°N
20°N
20°N
15°N
15°N
10°N
10°N
5°N
5°N
0°N
0°N
b) Februar
Abb. 2.3 Oberflächenwasserströmung im Arabischen Meer im a) August und b) Februar (nach Wyrtki, 1973). Die
Stärke der Pfeile spiegelt die Intensität der Strömungen wider.
Die auftretenden Windgeschwindigkeiten übertragen den Wasserschichten soviel kinetische
Energie, dass diese zum Teil bis unter die Thermokline, das heißt bis in die Tiefenwasserschicht zirkulieren. Zum Ausgleich der nach Nordost verdrängten Wassermassen strömt vor
den Küsten Somalias und Omans nährstoffreiches, kaltes Tiefenwasser an die Oberfläche
(Wyrtki, 1973).
Nordostmonsun (Winter)
Im Winter kühlt die Temperatur der asiatischen Landmasse unter die Temperatur des Indischen Ozeans ab. Dadurch entsteht über Asien eine Hochdruckzone (H), und die Windrichtung dreht um 180° (2.2 b). Während der Wintermonate Dezember, Januar und Februar
gelangt nun kühle, trockene Kontinentalluft in die Region, und die Windstärken nehmen im
8
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
Vergleich zum Sommermonsun auf etwa 18 km/h ab (Wyrtki, 1973; Hastenrath &
Lamb, 1979; Clemens et al., 1991). Die Strömungsrichtung des Oberflächenwassers dreht
sich entsprechend der Monsunwindrichtung (Abb. 2.3 b). Auf Grund der geringeren Windgeschwindigkeiten kommt es während des Nordostmonsuns nicht zu einer Durchdringung
der Thermokline (Wyrtki, 1973).
Die Strömungssituation des Oberflächenwassers während des Nordostmonsuns direkt vor
der Makran Küste ist vermutlich nicht immer gleichförmig. Es ist ungeklärt, inwiefern eine
schwache Strömung während des Winters ostwärts strömt (Wyrtki, 1973), gar keine Strömung vorhanden ist oder eine schwache Strömung entlang der Küste im Mittel westwärts
gerichtet ist (Shi et al., 2000; Schott et al., 2001). In dieser Arbeit wurde zur Darstellung der
Strömungssituation das Modell nach Wyrtki (1973) genutzt.
Auf die Ablagerung remanenztragender Minerale an den Kernlokationen haben die unterschiedlichen Strömungsmodelle keinen Einfluss (Kap. 6.3).
Sauerstoffminimumzone (OMZ)
Der jahreszeitliche Auftrieb von Nährstoffen durch das aufsteigende Tiefenwasser in höhere
Wasserschichten während des Südwestmonsuns (siehe oben) fördert eine saisonal hohe
Phytoplanktonproduktivität im Oberflächenwasser (Abb. 2.4).
Von Sommer, während des Südwestmonsuns, bis Winter, während des Nordostmonsuns,
variieren die Bedingungen im ozeanischen Milieu des Arabischen Meeres zwischen eutroph
und oligotroph. Trotz dieser Schwankungen ist im Jahresdurchschnitt die Bioproduktivität
hoch. Diese hohe Bioproduktivität, verbunden mit einem nachfolgenden hohen bakteriellen
Abbau von organischer Materie, und die Isolation und Stagnation der intermediären
Wasserschicht durch die reduzierte vertikale Durchmischung führen zu einer extrem niedrigen Sauerstoffkonzentration in der Wassersäule.
Deshalb ist im Nordostarabischen Meer die bereits erwähnte stabile Sauerstoffminimumzone ausgebildet (Abb. 2.1). Der Sauerstoffgehalt liegt in der OMZ unter 1 mg/l (Wyrtki,
1973; Von Rad et al., 1995; Schulz et al., 1996).
Als Folge dieser Bedingungen werden Sedimente mit einer hohen Akkumulationsrate an
vorwiegend mariner organischer Materie abgelagert (Von Rad et al., 1995; Schulz et al.,
1996). Durch die tektonischen Bewegungen in der Region, die in Kapitel 2.2 erläutert werden, werden diese Sedimente deformiert und entwässert. Das organische Material wird
durch bakterielle Aktivität unter erhöhten Temperaturen und reduzierenden Bedingungen
direkt in Methan umgewandelt. Dies führt zu einem hohen Gasgehalt in den aufgeschobenen Sedimenten (Von Rad et al., 1995).
9
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
Das Vorkommen von Gasen und Gashydraten spiegelt sich in Schlammvulkanen und –diapiren wider (Collier & White, 1990; Von Rad et al., 1995). Ein seismisches Signal (BSR,
Bottom Simulating Reflector), das in einer Tiefe von 400 m unter dem Ozeanboden deutlich
über größere Entfernungen reflektiert wird (Minshull & White, 1989; Roeser & Scientific
Party, 1997; Villinger and Scientific Party, 1997), ist ein weiterer Hinweis auf Gase und
Gashydrate.
Zahlreichen, durch die Subduktion entstandenen, Schloten entweicht methanhaltiges Wasser. Einige dieser methanhaltigen Fluide strömen in die OMZ und bleiben dort länger erhalten als in sauerstoffreichem Wasser (Von Rad et al., 1995).
40°E
50°E
60°E
70°E
80°E
40°E
30°N
a) August
50°E
60°E
70°E
80°E
30°N
25°N
25°N
20°N
20°N
15°N
15°N
10°N
10°N
b) Februar
0.1
0.2 Phytoplankton
Pigment0.4 konzentration
(mg/m³)
0.6
0.8 NASA/GSFC
1.0
10.0
Abb. 2.4 Ausschnitte aus einer weltweiten Phytoplankton-Pigmentkonzentrationskarte zeigen die jahreszeitlich
differierende Phytoplanktonproduktion im a) August und b) Februar im Arabischen Meer. Die weltweite
Konzentrationskarte wurde aus allen „Nimbus-7 Coastal Zone Scanner“ Daten von November 1978 bis
Juni 1986 über die Auswertung von etwa 66000 unabhängigen 2-Minuten-Scans zusammengetragen.
(http://seawifs.gsfc.nasa.gov/SEAWIFS/IMAGES/CZCS_DAT.html; NASA Goddard Space Flight Center
2001, 19.12.2002).
10
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
Saisonale Laminationen
Durch hohe Niederschlagsraten im Sommer mobilisiert, lagert sich im Bereich der OMZ fluviatiles, terrigenes Material aus der Region der Makran Küste ab. Winde aus Süd- und
Nordwest tragen äolische Partikel von der nördlichen Arabischen Halbinsel und der Region
um den Persischen Golf ein (Sirocko et al., 1993; Schulz et al., 1996; Prins et al., 2000). Auf
Grund der auflandigen Strömung vor Pakistan durch den Südwestmonsun, verbunden mit
der hohen Bioproduktivität in den Auftriebsgebieten (siehe oben), lagern sich im Sommer
zusätzlich dunkle, marine Sedimente ab, die reich an ozeanischem, biogenem Material sind.
Diese bilden eine dunkle, olivgraue, 0.4 - 0.8 mm mächtige, schlecht sortierte, siltig tonige
Sedimentschicht mit einem hohen Gehalt an organischem Material, Kokkolithen und benthischen Foraminiferen. Diese sommerlichen Ablagerungen bilden in den Sedimenten eine
saisonal wiederkehrende dunkle Lamination (Von Stackelberg, 1972; Schulz et al., 1996;
Von Rad et al., 1999a, 2002).
Während der trockenen Monate des Wintermonsuns erfolgt ein geringerer Eintrag terrigenen Materials als im Sommer. Im Winter dominiert der äolische Eintrag aus den Wüsten
Baluchistan und Thar durch Winde aus Nordost und –west (Sirocko & Sarnthein, 1989).
Eine hellgraue, zwischen 0.3 – 0.5 mm mächtige Schicht gut sortierter, terrigener, siltiger
Tone wird abgelagert und formt eine jahreszeitlich wiederkehrende helle Lamination (Von
Stackelberg, 1972; Schulz et al., 1996; Von Rad et al., 1999a, 2002).
Durch Auszählen dieser jahreszeitlich wiederkehrenden hell/dunkel Schichtung können die
Sedimente vor Pakistan im Unterschied zu Sedimentkernen aus anderen Regionen relativ
genau datiert werden. Besondere Ereignisse wie Sturzfluten und Erdbeben (Kap. 2.2.1) bewirken, dass es am Kontinentalhang zusätzlich zu den hell/dunkel Schichten zur Ablagerung
von hellen sandigen bzw. siltigen Turbiditlagen kommt, die den oben beschriebenen Laminationen zwischengelagert sind (Von Stackelberg, 1972; Sirocko & Sarnthein, 1989; Schulz
et al., 1996; Von Rad et al., 1999a, 2002). Sie können eine Altersdatierung prinzipiell erschweren, sind jedoch in Kern 56KA nach Von Rad et al. (1999a, 2002) durch ihre Mächtigkeit gut von der hellen Lamination zu unterscheiden.
2.2 Die Makran Küste
Die Makran Küste ist ein zu Pakistan gehörender Küstenabschnitt zwischen dem Iran und
der Indus Mündung am Arabischen Meer (Abb. 2.1). Sie ist nur schwach besiedelt. Erdgeschichtlich wird die Makran Küste vor allem durch großräumige Plattenbewegungen charakterisiert. Das Zusammenwirken verschiedener Subduktionszonen sowie die Interaktion
mehrerer Mikroplatten führten zu dem heutigen tektonischen Gesamtbild der Region
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
(Mountain & Prell, 1990). Im Gebiet um die Makran Küste werden diese plattentektonischen
Ereignisse rezent durch Störungs-, Subduktions- und Überschiebungszonen dokumentiert
(Abb. 2.5).
Die Subduktion der Arabischen Platte unter die Eurasische Platte, die sich im Bereich der
Makran Küste in der Makran Subduktionszone widerspiegelt (Abb. 2.5), lässt sich bis in die
Kreidezeit zurückverfolgen (De Jong, 1982). Die Konvergenz der Indischen mit der Eurasischen Platte während der obersten Kreide (Maastricht) führte zur Hebung des nördlichen
Makran Gebietes (Harms et al., 1984; Platt & Leggett, 1986). Durch die einsetzende Erosion
kam es zur Entwicklung eines ausgedehnten Tiefseefächers, auf dem sich vor allem Turbidite ablagerten (Arthurton et al., 1982). Im späten Miozän bis mittleren Pleistozän bildete
sich ein Sedimentkeil, der im Bereich der Makran Küste nach heutigem Stand der Erkenntnisse im Makran Akkretionskeil identifiziert werden kann. Der Akkretionskeil bestand aus
Schelfhang, Schelf und Küstenebene und bewegte sich kontinuierlich seewärts. Hierdurch
entstanden lobenförmige Schelfhänge, welche durch die Kollision gefaltet und angehoben
wurden (Harms et al., 1984; Platt & Leggett, 1986). Die tertiären Flyschsedimente wurden
während der Kollision der Arabischen mit der Eurasischen Platte in den Akkretionskeil eingearbeitet und bilden im Hangenden der gehobenen Schelfhänge gefaltete, schuppenartig
übereinanderliegende Decken mit komplizierten Störungsmustern (Bannert et al., 1992).
Der Makran Akkretionskeil ist heute immer noch in der Entstehung. Er entwickelt sich entlang der konvergierenden Plattengrenzen, an der die Arabische und die Ormara Platte unter
die kontinentale Eurasische Platte subduziert werden (Abb. 2.5). Nachfolgend werden die
Makran Subduktionszone sowie der Makran Akkretionskeil mit Blick auf die zur Zeit vorliegenden tektonischen Gegebenheiten und die sich daraus ergebenden morphologischen und
sedimentologischen Bedingungen eingehender beschrieben.
2.2.1 Die Makran Subduktionszone
Die Makran Subduktionszone befindet sich zwischen 57° und 67° östlicher Länge und wird
westlich begrenzt durch die Minab Störung, die nördlich in die Zagros Überschiebung mündet (Abb. 2.5).
Die Zagros Überschiebung spiegelt die kontinentale Kollision der Eurasischen mit der Arabischen Platte wider (Farhoudi & Karig, 1977; Jacob & Quittmeyer, 1979). Östlich trifft die
Subduktionszone auf die Ornach Nal Störung, welche die Grenze zwischen Eurasischer und
Indischer Platte dokumentiert (Haq & Davis, 1997), sowie auf den Murray Rücken, ein rezent aktives Spreading Zentrum. Der Murray Rücken geht in die Owen Störungszone, der
Grenze zwischen Arabischer und Indischer Platte, über. Im Bereich der östlichen Makran
11
12
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
Subduktionszone verläuft in Richtung Südost die Sonne Störung, welche die Ormara Platte
von der Arabischen Platte abspaltet (Kukowski et al., 2000).
Die Subduktionsrate beträgt zur Zeit im Durchschnitt 40 bis 50 mm/a (Jacob & Quittmeyer,
1979). Längerfristige Beobachtungen von GPS Daten in der Straße von Hormuz ergaben,
dass die Subduktionsgeschwindigkeitsraten im Westen der Makran Küste niedriger als im
Osten sind (De Mets et al., 1990) (Abb. 2.5).
54°E
56°E
58°E
60°E
62°E
64°E
66°E
68°E
70°E
30°N
EurasischePlatte
b St
Helmand
Block
Si
Su stan
tu
r
.
Ornach Nal
Störung
Mina
Lut
Block
36,5
SO130 A
Gwadar Pasni Ormara
Makran SO130 F
ra
ma
Subduktionszone OrPlatte
Sonne
Störung
24°N
y
rra
M u c k en
Rü
Indische
Platte
Stö
Rel. Plattenbewegung (mm/a)
Ow
en
26°N
SO130 B
run
gsz
on
e
Arabische
Platte
42
28°N
22°N
20°N
Konvergente Plattengrenzen
Divergente Plattengrenzen
18°N
Transformstörungen
Arbeitsgebiete von SO130
16°N
Abb. 2.5 Schematische Darstellung der Tektonik im Nordostarabischen Meer. Subduktion der Arabischen Platte
und der Ormara Platte unter die Eurasische Platte mit durchschnittlich 42 mm/Jahr im östlichen Bereich
und etwa 36,5 mm/Jahr im westlichen Bereich (De Mets et al., 1990). Im Osten befindet sich die Indische Platte (nach Kukowski et al., 2001). Lokationen der Arbeitsgebiete A, B und F der Sonne Forschungsfahrt SO130.
Die
Subduktionszone
ist
durch
eine
geringe
seismische
Aktivität
charakterisiert
(Page et al., 1979; Laane & Cheng, 1989). Ein größeres Erdbeben mit einer Magnitude von
MW = 8.1 wurde 1945 in der Nähe von Pasni lokalisiert (Byrne et al., 1992). In der Regel
sind die Erdbeben in der Region jedoch von geringerer Stärke (Byrne et al., 1992). Erd-
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
13
beben können Auslöser von Hangrutschungen und Turbiditen sein und spielen, wie in Kapitel 2.1 bereits angesprochen, für die Differenzierung der jahreszeitlichen Laminationen
eine Rolle. Bei einer späteren Datierung, ist es wichtig helle Laminationen von Turbiditlagen
zu unterscheiden, so dass eine genaue Altersdatierung möglich ist.
2.2.2 Der Makran Akkretionskeil
Der Makran Akkretionskeil ist mehr als 350 km breit (Platt et al., 1985) und wird nördlich von
den paläozoischen Blöcken Lut und Helmand begrenzt (Abb. 2.5) (McKenzie, 1972; Gordon
& DeMets, 1989). Zur Zeit sind 100 bis 150 km zur Plattengrenze hin submarin, der Rest
subaerisch gelagert.
Eine Sequenz überschobener Decken bildet die Vorderfront des Makran Akkretionskeils.
Diese Decken zeigen über eine Entfernung von mehreren 100 km eine gleichförmige Deformation entlang der gesamten Breite der konvergierenden Plattengrenze (White & Louden, 1982; Roeser & Scientific Party, 1997). Durch die Deckenbildung kommt es zu einer
Hebung der Makran Küste um etwa 1.5 mm/Jahr (Harms et al., 1984; Platt et al., 1985;
Kopp et al., 2000).
Der submarine Bereich des Makran Akkretionskeils zwischen 62°15’E - 63°30’E und
24°15’N – 25°15’N lässt sich nach Kukowski et al. (2000; 2001) in einen steilen oberen
Hang, eine fast ebene mittlere Terrasse (mid-slope) und einen flacheren unteren Hang gliedern. Der untere Hang ist morphologisch charakterisiert durch vier bis sechs Akkretionsrücken, die den Scheitel der frontalen Überschiebungen dokumentieren. Ihr Verlauf reicht
über eine Länge von 15 bis 95 km (Kukowski et al., 2001). In einer Wassertiefe von etwa
3000 m entwickelt sich an der aktiven Deformationsfront ein neuer Akkretionsrücken (Nascent Ridge) (White & Louden, 1983; Von Rad et al., 1998; Kukowski et al., 2001). Östlich
von 63°45’ verjüngt sich der untere Hang und nur noch drei Akkretionsrücken sind ausgebildet. Der Sedimenteintrag nimmt nach Osten hin ab (Von Rad et al., 1998).
Die Senken zwischen den einzelnen Rücken sind mit posttektonisch abgelagerten Turbiditen und hemipelagischen Sedimenten gefüllt, die entweder horizontal oder leicht hangabwärts gelagert sind (Abb. 2.6) (White & Louden, 1983; Von Rad et al., 1998; Grevemeyer et
al., 2000).
Durch die zügige tektonische Hebung von 1.5 mm/Jahr und der Tatsache, dass das Hinterland der Makran Küste nahezu vegetationslos ist, wodurch ein erhöhter Materialabtrag stattfindet, kommt es in den Senken des Akkretionskeils (Abb. 2.6) zu einer ungewöhnlich hohen
Sedimentationsrate von etwa 1.2 mm/Jahr im Bereich der OMZ vor Pakistan (Von Rad et
al., 1999a,b; 2002).
14
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
Schlammvulkan
an Land
0
500
OMZ
1000
Morphologische Senken gefüllt mit Sediment
1500
2000
2500
Inaktiver
Schlammdiapir
Oman
Tiefseeebene
3000
3500
Jüngste
Faltung
1
2
3
4
5
1 - 5 = Morphologische Höhenrücken
des Makran Akkretionskeils
Abb. 2.6 Schematische Darstellung eines Querschnitts des Makran Akkretionskeils. Fünf morphologische
Höhenrücken, getrennt durch mit Turbiditen und hemipelagischen Sedimenten gefüllten Senken, charakterisieren den Makran Akkretionskeil. Jüngste Faltung bei 3000 m Tiefe an der Front des Akkretionskeils. An Land sowie im Frontbereich des Keils befinden sich Schlammvulkane und Schlammdiapire. In der Wassersäule bei 200 bis 1200 m ist die stabile OMZ ausgebildet (modifiziert nach Von Rad
et al., 1998)
Nach Von Rad et al. (1998) sind in Abbildung 2.6 die fünf Akkretionsrücken und in den zwischengelagerten Senken die posttektonischen Sedimentablagerungen schematisch dargestellt. Eine mittlere Terrasse wie Kukowski et al. (2000) sie beschreibt, wurde hier nicht
berücksichtigt, jedoch sind ein steilerer oberer Hang sowie der flachere untere Hang mit den
Akkretionsrücken gut zu erkennen. Die Akkretionsrücken sind in einer Tiefe unterhalb von
1500 m dargestellt. Die jüngste Faltung geht in die Oman Tiefseeebene über. Im Bereich
des Akkretionskeils sind Schlammvulkane und Schlammdiapire im Meer (Collier & White,
1990; Von Rad et al., 1995) und an Land verbreitet (Abb. 2.6) (Snead, 1964; Von Rad et al.,
1995) (Kap. 2.1).
2.2.2.1 Morphologie des Kernentnahmegebietes
Das Arbeitsgebiet B der Sonne Forschungsfahrt SO130 (65°30’E – 66°10’E; 24°35’N –
25°05’N) (Abb. 2.5), in dem die Kerne 56KA und 315KA gezogen wurden, liegt im Bereich
des östlichen Makran Akkretionskeils. Hier treffen der Makran Akkretionskeil und die nördliche Verlängerung des Murray Rückens, der das Arbeitsgebiet quert (Wiedicke & Rask,
1998), aufeinander.
Eine Tiefseelotung nach Wiedicke & Rask (1998) ergab, dass die tektonischen Höhenrücken, wie in Abb. 2.6 dargestellt, in diesem Bereich nicht eindeutig identifiziert werden
2 Sedimentationsraum Arabisches Meer
können, da sie teilweise von E-W streichenden Canyons als Folge von Erosionen überprägt
sind. In Tiefen von 117 m, 129 m und 144 m in der Nähe des Schelfrandes südlich des
Flusses Hingol wurden drei Stufen erkannt, die als fossile Terrassen interpretiert werden,
die durch Niedrigstände des Meerwasserspiegels während glazialer Zeiten entstanden sind
(Wiedicke & Rask, 1998). Vier Höhenrücken können dennoch in Anlehnung an die Arbeitsgebiete A (Profil über den Akkretionskeil bei 64°15’E – Ormara Tiefseeebene) und F
(62°25’E – 63°19’E; 24°01’N – 24°29’N) der Sonne Forschungsfahrt SO130 (Abb. 2.5) identifiziert werden. Die Oberkanten der Akkretionsrücken liegen im Arbeitsgebiet B höher als in
den Arbeitsgebieten A und F, deren Höhen ungefähr in der schematischen Abbildung 2.6
dargestellt sind. Beispielsweise wurde der erste Akkretionsrücken im Arbeitsgebiet B auf
etwa 1900 m Wassertiefe gemessen, in Arbeitsgebiet A erst in etwa 2600 m Wassertiefe
(Wiedicke & Rask, 1998). Die morphologischen Höhen und Tiefen des Akkretionskeils variieren demnach lokal.
Wie bereits im vorigen Kapitel erwähnt, sind nach Von Rad et al (1998) östlich von 63°E nur
noch drei Akkretionsrücken ausgebildet. Dies bestätigt, dass eine eindeutige Identifizierung
der Akkretionsrücken hier schwierig ist, so dass auf eine genaue Bestimmung der Anordnung der morphologischen Höhen mit Bezug auf die Kernentnahmelokationen hier verzichtet wird.
Bedeutend für die vorliegende Arbeit ist, dass die Bohrkerne 56KA und 315KA in einem
Senkenbereich zwischen zwei Falten des Makran Akkretionskeils in etwa 800 m Tiefe gezogen wurden und daher keine tektonischen Störungen zeigen, sondern posttektonisch horizontal gelagerte laminierte Sedimente aufweisen (Von Rad et al., 1999a). Entgegen der
Darstellung nach Von Rad et al. (1998), in der die Senkenbereiche unterhalb der Sauerstoffminimumzone liegen (Abb. 2.6), liegt dieser Senkenbereich innerhalb der OMZ.
15
16
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Im Folgenden werden Grundlagen und Methoden der Magnetik, soweit sie für die Ergebnisse
der vorliegenden Arbeit von Bedeutung sind, erläutert. Für detailliertere Einführungen in die
Thematik der Gesteins- und Paläomagnetik sei auf die Werke von Thompson & Oldfield
(1986), Soffel (1991), Chikazumi (1997), Dunlop & Özdemir (1998) sowie Butler (1998)
verwiesen.
3.1 Paläomagnetik
Die Paläomagnetik befasst sich mit der Interpretation der magnetischen Informationen einer
Gesteins-, Sediment- oder Bodenprobe im Hinblick auf das äußere Magnetfeld, genauer dem
Erdmagnetfeld der Vergangenheit, welches die remanente Magnetisierung der Minerale
bewirkt hat.
Die
vereinfachende
Vorstellung
über
die
dominierenden
inneren
Anteile
des
Erdmagnetfeldes ist die einer einheitlich magnetisierten Kugel, mit einem gekippten, axialen
Dipol (Abb. 3.1) und geht auf den Physiker William Gilbert (1600) zurück. Busse (1975)
berechnete das Modell eines hydromagnetischen Dynamos im Erdinneren als Quelle des
Magnetfeldes.
Die Intensität der Magnetisierung der Kugel ist darstellbar als die Länge eines Feldvektors,
der über drei Komponenten definiert wird. Der Erdmagnetfeldvektor lässt sich an jedem
Punkt auf der Erde über die erdmagnetischen Komponenten innerhalb des geographischen
Koordinatensystems definieren, das heißt über die Totalintensität (F), die Inklination (I) sowie
die Deklination (D) oder über die karthesischen Koordinaten Nord (x)-, Ost (y)- und die
senkrechte (Z)-Komponente (Abb. 3.1, 3.2).
Deklination und Inklination lassen sich mit Hilfe einer Kompassnadel veranschaulichen. Die
Kompassnadel macht die räumliche Lage einer Feldlinie des Erdmagnetfeldes sichtbar. Der
Winkel zwischen der magnetischen Nordrichtung, in welche die Kompassnadel zeigt, und
dem geographischen Nordpol ist die Deklination. Er wird positiv über Osten gezählt. Hätte
die Nadel die Möglichkeit in einem dreidimensionalen Raum zu schwingen, so würde sie
zudem entsprechend der Feldlinie aus der Horizontalebene (H) in einem bestimmten Winkel
geneigt sein. Dieser Winkel entspricht der Inklination. Er ist positiv, wenn er zum Erdinneren
geneigt ist (Abb. 3.1, 3.2).
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
17
Geograph.
Geomagn. Nordpol
Nordpol
Rotationsachse
der Erde
11.4°
H
I
F
Z
Geographischer
Äquator
Geomagn.
Geograph. Südpol
Südpol
Abb. 3.1 Vereinfachte, schematische Darstellung des Erdmagnetfeldes. Im Zentrum der Erdkugel ist ein fiktiver
Dipol dargestellt. Die Erdmagnetfeldachse ist um etwa 11.4° zur Rotationsachse der Erdkugel gekippt.
Rezent liegt der geomagnetische Nordpol nahe dem geographischen Nordpol.
Geograph.
Nord
Geomagn.
Nord
X
H
D
I
Y
F
Geograph.
Ost
F = Totalintensität
(Intensität des Feldvektors)
D = Deklination (positiv von
Nord Richtung Ost)
I = Inklination (positiv von
der Horizentalebene
nach unten in das
Erdinnere)
X = Nordkomponente
Y = Ostkomponente
Z = Vertikalintensität
Z
H = Horizontalintensität
Erdinneres
Abb. 3.2 Zusammenhang zwischen den karthesischen Koordinaten x, y, z und den Erdmagnetfeldkomponenten I,
D, F, H. F = Totalintensität, Z = Vertikalintensität, H = Horizontalintensität, I = Inklination.
18
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Die Erdmagnetfeldelemente stehen in folgender Beziehung zueinander:
H = F cos I
Z = F sin I
tan I = Z/H
X = H cos D
y = H sin D
tan D = Y/X
F² = H² + Z² = X² + Y² + Z²
Das geomagnetische Feld verändert sich mit der Zeit. Manche dieser Änderungen besitzen
eine Periode von etwa 10² -10³ Jahren und werden als Säkularvariationen bezeichnet. Die
Änderung der Deklination kann beispielsweise an der historischen Aufzeichnung des
Erdmagnetfeldes bei London nachvollzogen werden. Im Jahre 1650 betrug die Deklination
hier 0°, änderte sich auf einen Wert von 24°W um 1800 und beträgt heute 5°W. Eine
weltweite Betrachtung zeigt, dass die Variationen von Ort zu Ort verschieden sind, zum
Beispiel ändern sich die Werte über dem Pazifischen Ozean langsamer als in Südamerika
(Opdyke & Channell, 1996).
Die
Paläosäkularvariation
kann
wertvolle
Informationen
für
das
Verständnis
des
Geodynamos liefern. Bisher gibt es vergleichsweise wenige paläomagnetische Daten limnischer Sedimente aus Gebieten mit hoher Sedimentakkumulation oder archäomagnetische
Daten aus archäologischen Funden (beispielsweise alte Brennöfen, Frank, 1999;
Kovacheva, 1997).
Bestimmung der relativen Paläointensität des Erdmagnetfeldes
Die absolute Intensität des Paläoerdmagnetfeldes ist für die vorliegende Arbeit irrelevant, da
ein Vergleich der Variation der Paläointensität des Erdmagnetfeldes der Vergangenheit angestrebt wird.
Um die magnetische Information von Sedimentproben im Hinblick auf Intensitätsschwankungen des Paläoerdmagnetfeldes zu entschlüsseln, wird zuerst die Natürliche
Remanente Magnetisierung (NRM) (Kap. 3.2.2) der Proben ermittelt.
Die Intensität der NRM einer marinen Sedimentprobe wird sowohl durch die Intensität des
Paläoerdmagnetfeldes als auch von Konzentration, Korngröße und –form sowie Art der
remanenztragenden Minerale beeinflusst. Deshalb kann die NRM nur nach einer sinnvollen
Normierung ein Maß für die relative Intensität des Paläoerdmagnetfeldes zum Zeitpunkt des
Remanenzerwerbs sein. In aller Regel erfolgt eine Normierung über synthetische
Remanenzen sowie die magnetische Suszeptibilität (Meynadier & Valet, 1992; Channell et
al., 1997).
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
19
Zum Begriff des „Environmental magnetism“
Die Untersuchung und das Verständnis von Paläoklima- und Paläoumweltbedingungen
haben zunehmend an Bedeutung gewonnen. Da beispielsweise direkte Temperaturaufzeichnungen nur relativ kurz in die Vergangenheit zurückreichen, wurde versucht,
verschiedene Proxiparameter zu entwickeln, mittels derer sich indirekt auf Paläoklima- und
Paläoumweltbedingungen zurück schließen lässt. Thompson & Oldfield (1986) führten den
Begriff des „Environmental magnetism“ ein und beschrieben eine Disziplin, die verschiedene
magnetische Messungen nutzt, welche eine quantitative Bestimmung der Mineralogie,
Korngröße und Konzentration verschiedener Minerale erlauben. Diese Eigenschaften variieren
häufig
mit
dem
Paläoklima
beziehungsweise den
Paläoumweltbedingungen.
Gesteinsmagnetische Parameter dienen also als Proxies für zum Beispiel Paläotemperaturen, aber auch zur Identifikation von Sedimentliefergebieten und Transportmechanismen
oder biogener Aktivität (King & Channell, 1991).
3.2 Gesteinsmagnetik
In der Gesteinsmagnetik werden die magnetischen Eigenschaften der Minerale von
Gesteinen, Sedimenten oder Böden analysiert und beschrieben.
3.2.1 Physikalische Grundlagen des Magnetismus in Mineralen
Wird ein Stoff in ein äußeres Magnetfeld H gebracht, so wird eine induzierte Magnetisierung
Mi erzeugt. Die dimensionslose magnetische Volumensuszeptibilität κ ist die Proportionalitätskonstante zwischen der induzierten Magnetisierung Mi und dem äußeren Feld H.
Mi = κ * H
Durch Division der Volumensuszeptibilität κ durch die Dichte des Stoffs kann die spezifische
Suszeptibilität χ in m³kg-1 errechnet werden.
Im Sinne der Gesteins- und Paläomagnetik sowie des „Environmental Magnetism“ bestehen
Sedimente aus einer Matrix para- und diamagnetischer Minerale mit Spuren von feinstkörnigen ferrimagnetischen Mineralen (<<1%). Je nachdem ob ein Mineral para-, dia- oder
ferromagnetisch ist, besitzt die Suszeptibilität unterschiedliche Größe und Vorzeichen.
20
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Diamagnetismus
Bei Anlegen eines äußeren magnetischen Feldes besitzen Stoffe mit diamagnetischen
Eigenschaften eine schwache negative Magnetisierung (κ < 0). Sobald das Magnetfeld
entfernt wird, verschwindet diese Magnetisierung wieder. Die Magnetisierung ist von der
Temperatur unabhängig. Die wichtigsten Beispiele für diamagnetische Minerale sind:
und
Quarz
χ=
- 0,6 x 10-8 m³kg-1
Feldspat
χ=
- 0,6 x 10-8 m³kg-1
Calcit
χ=
- 0,5 x 10-8 m³kg-1.
(χ -Werte nach Soffel, 1991)
Paramagnetismus
Beim Anlegen eines äußeren Feldes besitzen paramagnetische Stoffe eine schwache
positive Magnetisierung (κ > 0).
Thermische Energie wirkt dieser Magnetisierung entgegen. Das heißt, bei einer Temperaturerhöhung nimmt die Suszeptibilität ab:
κ = Cpar/T
für T > TC
(Cpar = paramagnetische Curie Konstante)
Bei Wegnahme des äußeren Magnetfeldes verschwindet die induzierte Magnetisierung.
Beispiele für paramagnetische Minerale sind:
Pyrit
χ=
30 x 10-8 m³kg-1
Illit
χ=
15 x 10-8 m³kg-1
Montmorillonit
χ=
14 x 10-8 m³kg-1
Biotit
χ = 67 - 98 x 10-8 m³kg-1
( χ -Werte nach Dunlop & Özdemir, 1998)
Ferromagnetismus
Wird ein ferromagnetischer Festkörper in ein äußeres magnetisches Feld gebracht, so
erfährt er eine spontane positive Magnetisierung (κ >> 0).
Wird die Feldstärke des äußeren Feldes auf Null verringert, so verbleibt eine Remanente
Magnetisierung MR. MR ist das wichtigste Kriterium zur Unterscheidung ferromagnetischer
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
21
von para- und diamagnetischen Mineralen. Para- und diamagnetische Minerale können
keine remanente Magnetisierung erwerben.
Oberhalb einer kritischen Temperatur verhält sich ein ferromagnetischer Stoff paramagnetisch:
κ = Cfer /T - Tc
für T > TC
(Cfer = ferromagnetische Curie Konstante)
Reines ferromagnetisches Verhalten tritt nur bei den Metallen Eisen, Kobalt und Nickel sowie
bei einigen künstlich erzeugten Materialien auf. Bei gesteinsbildenden Mineralen treten
vielmehr zwei Varianten auf, die ähnliches Verhalten zeigen:
1. Antiferromagnetismus
Antiferromagnetische Kristalle verhalten sich oberhalb der sogenannten Néeltemperatur (Néel, 1952) paramagnetisch:
κ = Nantifer/(T + ΘN)
für ΘN > TN
(Nantifer =
antiferromagnetische
Nèelkonstante
ΘN
=
Nèeltemperatur)
Einige Antiferromagnetika können auf Grund von Gitterdefekten, Unreinheiten oder
sogenanntem spin-canting auch ohne ein äußeres Magnetfeld eine Magnetisierung
aufweisen.
Beispielhafte Minerale hierfür in der Natur sind:
Hämatit
χ = 102 - 103 x 10-8 m³kg-1
Goethit
χ=
103 x 10-8 m³kg-1
(χ -Werte nach Soffel, 1991)
2. Ferrimagnetismus
Ferrimagnetische Minerale besitzen auch ohne ein äußeres Magnetfeld eine
Magnetisierung, welche aber wesentlich schwächer als beim Ferromagnetismus ist.
Auch diese Form von Magnetismus ist abhängig von der Temperatur:
κ = Cferri/(T-TC)
für T > TC
(Cferri = ferrimagnetische Curiekonstante)
22
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Beispiele für wichtige ferrimagnetische Minerale in der Gesteinsmagnetik sind:
Magnetit
χ = 106 – 107 x 10-8 m³kg-1
Titanomagnetit
χ = 102 – 107 x 10-8 m³kg-1
Maghemit
χ = 105 – 107 x 10-8 m³kg-1
(χ -Werte nach Soffel, 1991)
Nachfolgend werden die Begriffe „magnetisch“ oder „remanenztragend“ verwendet, um ferriund antiferromagnetische Minerale von solchen mit para- und diamagnetischen Eigenschaften abzugrenzen.
3.2.2 Natürliche Remanente Magnetisierung in Sedimenten
Als Natürliche Remanente Magnetisierung (NRM) wird die remanente Magnetisierung einer
Gesteinsprobe bezeichnet, welche sie in der Natur unter Einwirkung des Erdmagnetfeldes
als äußerem Magnetfeld H erworben hat. Sedimente erwerben eine Natürliche Remanente
Magnetisierung auf Grund eines geringen Anteils remanenztragender Mineralkörner. Die
Intensität der NRM wird durch die Paläointensität des Erdmagnetfeldes sowie die
Konzentration, die Korngröße und den Grad der Ausrichtung des magnetischen
Mineralinventars bestimmt.
Früher galt die Vorstellung, dass im einfachsten Fall feinkörnige, ellipsenförmige,
magnetisierte Sedimentpartikel langsam durch unbewegtes Wasser sinken und sich während
des Absinkens auf Grund ihrer Magnetisierung parallel zur Richtung des umgebenden
Erdmagnetfeldes ausrichten und in dieser Ausrichtung sedimentieren (Abb. 3.3 a). Die
Überlagerung durch nachfolgende Sedimente bewirkt eine Konsolidierung der bereits
abgelagerten Sedimente, durch Kompaktion erfolgt die Fixierung der magnetischen Teilchen
in ihrer Ausrichtung. Diese ausgerichteten remanenztragenden Partikel bilden die Träger der
sogenannten
Sedimentationsremanenz
(DRM
=
Detrital
Remanent
Magnetisation).
Informationen über das Erdmagnetfeld zum Zeitpunkt ihrer Ablagerung bleiben mit der
Remanenz erhalten.
In der Natur ist der Erwerb einer sedimentären remanenten Magnetisierung jedoch ein
deutlich komplexeres Phänomen als im oben beschriebenen Fall dargestellt.
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
23
Eintrag sedimentärer
magnetischer Minerale
in Gewässer
a)
Er Rich
dm tu
ag ng
ne de
tfe s
lde
s
Ausrichtung während des
Absinkens
Inklinationsfehler
Ablagerung
b)
Ausrichtung in Poren
Kompaktionsdruck
f)
Rutschungen
e)
Bioturbation
c)
Inklinationsfehler
Fixierung
Fluid/Wasser
Sediment
Fluid im Sediment
d)
Magnetische Partikel/Größe [µm]
Dipolrichtung des Mineralkorns
Würmer
Sedimentkörner
Abb. 3.3 Schematische Darstellung der Entstehung von Sedimentationsremanenz. a) bis f) zeigen
vergrößerte Ausschnitte aus der Sedimentationsmatrix sowie der Wassersäule mit (a – d)
einzelnen Stationen während der Entstehung der Remanenz und (e/f) mögliche Störquellen
oder Quellen für einen Neuerwerb.
24
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Erste Forschungen zur DRM beschränkten sich, wie zuvor dargestellt, auf die Ablagerung
der magnetischen Partikel sowie die Prozesse an der Sediment/Wasser Grenze (Abb. 3.3 b),
da vermutet wurde, dass diese den Remanenzerwerb dominierten. Allerdings ergaben
weitere Untersuchungen, dass diese Prozesse nur einen geringen Anteil an der DRM
ausmachten.
Vielmehr
stellte
sich
heraus,
dass
Interaktionen
an
der
Grenze
Sediment/Wasser, die Entwässerung der Sedimente nach der Ablagerung und die
Brown’sche Bewegung der Partikel großen Einfluss auf den Erwerb der Magnetisierung
nehmen. Die Summe der resultierenden Effekte bilden letztendlich die DRM (Nagata, 1961).
Nach Verosub (1977) umfasst die DRM alle Prozesse, die ein detritisches magnetisches
Partikel vom Moment des Absinkens durch die Wassersäule bis zur Eingliederung in das
Sediment und dem Beginn chemischer Veränderungen nach der Ablagerung beeinflussen.
Da eine Fixierung der Körner an der Sediment/Wasser Grenze ungewöhnlich wäre, weil die
Partikel dort durch das Wasser jederzeit beweglich sind, führte Irving (1957) den Begriff der
„Postdepositional Detrital Remanent Magnetisation“ (PDRM), der postsedimentären
Remanenten Magnetisierung, für den Erwerb der Remanenz nach der Ablagerung an der
Sediment/Wassergrenze
in
den
Poren
des
Sediments
ein.
Der
Erwerb
einer
postsedimentären Remanenten Magnetisierung findet in mit Wasser gefüllten Porenräumen
statt, in denen sich die magnetischen Teilchen auch nach der Ablagerung noch frei bewegen
können (Abb. 3.3 c). Während der Phase der Entwässerung und Konsolidierung des
Sediments wird sowohl durch den physikalischen Kontakt der Körner untereinander als auch
durch den Verlust des umgebenden Fluidums eine weitere Bewegung der Teilchen
verhindert, so dass die Ausrichtung der Magnetisierung mechanisch fixiert wird (Abb. 3.3 d).
Diese Fixierung wird als Lock-in bezeichnet.
Der Erwerb der remanenten Magnetisierung einzelner magnetischer Teilchen ist sowohl
abhängig von der Größe des Porenraums, in dem sie sich befinden, als auch von der Größe
des Partikels selbst. Große Porenräume bieten mehr Bewegungsfreiheit als kleine
Porenräume. Große Körner verkanten eher als kleine. Demnach kann die Fixierung der
Magnetisierung
unterschiedlicher
remanenter
Partikel
einer
Sedimentprobe
zu
verschiedenen Zeiten stattfinden. Die gesamte Intensität der Magnetisierung einer
Sedimentprobe ist in diesem Fall eine Mischung von geringfügigen Intensitätsvariationen
älteren
und
jüngeren
Datums.
Wird
beispielsweise
ein
Sediment
mit
einer
Sedimentationsrate von 1 cm pro 1000 Jahre sowie einer sogenannten Lock-in Tiefe von
1 cm betrachtet, so kann es zu Intensitätsvariationen von einigen hundert Jahren kommen.
Das Messergebnis einer Natürlichen Remanenten Magnetisierung einer Sedimentprobe ist
also immer eine Mittelung über ein bestimmtes Altersintervall.
Die Lock-in Tiefe differiert je nach Sediment, Ablagerungsbedingung und Umgebung.
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
25
Wann die Fixierung der Ausrichtung der magnetischen Partikel erfolgt und ob eine
Ausrichtung möglich ist, hängt von vielen Faktoren ab. Die Korngröße der remanenztragenden Teilchen, die Sedimentationsrate sowie Bioturbation spielen hier bedeutende
Rollen.
Kleine Korngrößen erhöhen Brown’sche Bewegungen remanztragender Partikel. Feinkörnige
Sedimente haben zu Beginn der Ablagerung einen hohen Wassergehalt und entwässern nur
langsam zu Beginn der Kompaktion und Konsolidierung. Dieser Prozess gewährleistet
ausreichend Zeit (etwa 102 – 103 Jahre; Butler, 1998), während der eine postsedimentäre
Ausrichtung der remanenten Fraktion stattfinden kann. Große magnetische Teilchen
hingegen werden vermutlich eher fixiert als feinkörnige (siehe oben), da die Wahrscheinlichkeit, dass sie sich in Porenräumen länger frei bewegen können, gering ist.
Die Zeit, die ein remanenztragendes Teilchen in einer Zone mit hohem Wassergehalt
verbringt, ist abhängig von der Sedimentationsrate. Hohe Sedimentationsraten erhöhen
durch eine schnell wachsende Auflast Entwässerungs- und Kompaktionseffekte, die
gleichzeitig ein frühzeitiges Lock-in zur Folge haben. Durch niedrige Sedimentationsraten
bleibt
der
Wassergehalt
Sedimentablagerungen
die
länger
erhalten.
postsedimentäre
Dementsprechend
Ausrichtung
der
fördern
geringe
Magnetisierung
der
magnetischen Fraktion.
Bioturbation zerstört die sedimentär erworbene Magnetisierung magnetischer Teilchen, da
diese mechanisch in Unordnung gebracht werden (Abb. 3.3 e). Durch Bioturbation kommt es
jedoch
gleichzeitig
zu
einem
hohen
Wassergehalt
in
der
oberen
Schicht
der
akkumulierenden Sedimentsäule. Hohe Wassergehalte gewährleisten gute Verhältnisse für
postsedimentäre Prozesse, so dass auch weiterhin die Möglichkeit des Erwerbs einer NRM
gegeben ist.
Ebenso kann deformiertes oder abgerutschtes Material erneut postsedimentär eine
remanente Magnetisierung erwerben (Abb. 3.3 f) (Keen, 1963, Opdyke et al., 1969, Verosub,
1977).
Auf Grund der vielen verschiedenen Quellen, denen die magnetische Fraktion eines
Sediments entstammen kann, sowie den sedimentären und postsedimentären Faktoren,
welche eine sedimentäre Remanenz beeinflussen, ist es verständlich, dass die Intensitäten
der Magnetisierung stark streuen. Für kontinentale Ablagerungen, die einen hohen Anteil an
Magnetit besitzen, können die Intensitäten der sedimentären Magnetisierung > 10-1 A/m
betragen, während marine Kalke Intensitäten < 10-4 A/m besitzen (Butler, 1998).
In Laborversuchen wurden experimentell Suspensionsablagerungen von glazialen Warven
rekonstruiert
und
festgestellt,
dass
die
an
den
Sedimentproben
gemessenen
Inklinationswerte flacher waren als die Inklinationswerte des angelegten Magnetfeldes
26
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
(Johnson et al., 1948). King (1955) nannte diesen Effekt „inclination error“ und untersuchte
ihn im Detail. Auf Grund der Formanisotropie gestreckter remanenztragender Teilchen,
richten sich ihre magnetischen Momente entlang ihrer längsten Achse aus (Kap. 3.3).
Gravitative Drehmomente bewirken, dass die Partikel in eine horizontale Ausrichtung
rotieren. Demnach wäre der Inklinationsfehler auf Einflüsse während der Sedimentation der
magnetischen Partikel sowie auf Prozesse an der Sediment/Wasser Grenze zurückzuführen
(Abb. 3.3 b).
Untersuchungen an feinkörnigen holozänen beziehungsweise plio-pleistozänen Sedimenten
aus der Tiefsee sowie aus limnischen Seen, deren Magnetisierung auf PDRM Prozesse
basieren, und die nur von wenigen Metern Sediment überlagert waren, ergaben, dass diese
Sedimente keine Inklinationsfehler reflektieren (Opdyke & Henry, 1969; Lund, 1985).
Ältere Tiefseesedimente in tieferen Schichten zeigten allerdings eine Abflachung der
Inklination. Dieser Inklinationsfehler wurde auf die Kompaktion zurückgeführt (Blow &
Hamilton, 1978). Durch eine erhöhte Auflast werden die gestreckten remanenztragenden
Partikel eingeebnet. In Tiefseekernen wurden neben einem graduell abnehmenden
Wassergehalt Tonpartikel beobachtet, welche in Richtung der Schichtebene rotiert sind (Abb.
3.3 d) (Arason & Levi, 1990).
Zur Zeit finden an der Universität Bremen Untersuchungen statt, im Verlauf derer der PDRMErwerbsprozeß erstmals erfolgreich numerisch durch ein „Diskrete Elemente Modell“ (DEM)
simuliert wurde (Witt, A. et al., 2004).
Chemische Prozesse können detritische magnetische Minerale alterieren oder (an)lösen
und/oder neue remanenztragende Minerale ausfällen. Chemische Veränderungen wie die
Oxidation oder die Reduktion magnetischer Träger als auch die Diagenese der Matrix bilden
dann die Grundlage für eine Chemische Remanente Magnetisierung (CRM). Diese würde die
DRM überprägen und ist für die Ermittlung relativer Paläointensitäten von Nachteil.
An dieser Stelle wird deutlich, dass eine NRM, die sedimentär erworben wurde komplexen
physikalischen Prozessen unterliegt. Nachfolgend wird weiterhin der Begriff „Natürliche
Remanente Magnetisierung“ für die remanente Magnetisierung der vorliegenden Sedimentproben verwendet.
3.2.3 Remanenztragende Minerale in Gesteinen/Sedimenten
Im eigentlichen Sinne magnetische Minerale in einem Sediment sind vor allem Eisenoxide
wie Magnetit (Fe3O4), Titanomagnetit (Fe3-xTixOx), Hämatit (α-Fe2O3) und Maghemit
(γ−Fe2O3). Sie nehmen deutlich weniger als ein Volumenprozent des Sediments ein.
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
27
Eisensulfide, wie Pyrrhotit (Fe7S8), oder Manganoxide, wie Magnesiumferrit (MgFe2O4),
stehen an zweiter Stelle und sind dann von großer Bedeutung, wenn der Gehalt an
Eisenoxiden in einem Sediment verschwindend gering ist.
Dieser Abschnitt soll kurz die Eigenschaften der für die vorliegende Arbeit relevanten
magnetischen Minerale vorstellen. Eine Vertiefung der Thematik erlauben Stacey & Banerjee
(1974), Bleil & Petersen (1982), Collinson (1983) sowie Soffel (1991).
Die Zusammensetzungen der wichtigsten magnetischen Minerale, der Eisen-Titanoxide,
werden in einem ternären System mit den Endgliedern Wüstit (FeO), Hämatit (Fe2O3) und
Rutil (TiO2) dargestellt (Abb. 3.4).
TiO2
Rutil, Brookit
FeTi2O5
Ps
eu
d
FeTiO3
Ilmenit
Tit
an
o
ok
ite
z
an
oh
äm
Titano- atite
Fe2TiO4
Ulvöspinell
Tit
ob
ro
ma x
gn
eti
FeO
Wüstit
Fe2TiO5
Pseudobrookit
Maghemite
te
Fe3O4
Magnetit
Maghemitisierung
Fe2O3
Hämatit
Maghemit
Abb. 3.4 Darstellung der Zusammensetzung der wichtigsten magnetischen Minerale in einem
ternären System. x zeigt den Titangehalt an, z den Oxidationsparameter der Mischreihe
Titanomagnetit/-maghemit, die in der grau hinterlegten Fläche dargestellt ist (modifiziert
nach Dunlop & Özdemir, 1998).
Zwei verschieden strukturierte Gruppen magnetischer Minerale lassen sich innerhalb des
ternären Systems unterscheiden. Stark magnetische kubische Oxide und schwach magnetische rhomboedrische Minerale, wie Hämatite und Titanohämatite.
28
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
3.2.3.1 Kubische Minerale
Magnetit Fe3O4 (Fe2+Fe23+O4)
Das häufigste ferrimagnetische Mineral der Erde ist Magnetit. Magnetit kommt in sämtlichen
Gesteinsarten, ozeanischen wie kontinentalen, in primärer oder sekundärer Phase vor und
ist zugleich stark magnetisch. Daher ist es eines der wichtigsten remanenztragenden
Minerale in der Gesteins-, Paläo- und Umweltmagnetik. In der Natur entsteht reiner Magnetit
u.a. durch die Biomineralisation von Magnetosomen in magnetotaktischen Bakterien
(Petersen et al., 1986).
Die Atome von Magnetit koordinieren in einer inversen Spinellstruktur.
Durch die unterschiedlich starken magnetischen Momente der Kationen (Fe2+, Fe3+) kommt
es zu einem magnetischen Restmoment pro Formeleinheit.
Bei Abkühlung von Magnetit unter etwa 120 K (Verwey & Haayman, 1941) wandelt sich die
kubische Symmetrie des Kristalls in eine monokline Symmetrie. Dies hat zur Folge, dass sich
die Richtung der spontanen Magnetisierung ändert. Oberhalb dieser Temperatur ist die
bevorzugte Richtung die (111) Richtung, also die Würfeldiagonale, unterhalb die (110)
Richtung, die Flächendiagonale. Der Zustand des Kristalls zum Zeitpunkt des Übergangs
von einer Symmetrie in die andere wird als Verwey-Phasenübergang (TV) bezeichnet.
Die magnetische Anisotropie von Magnetit wird durch die Kornform (Formanisotropie)
dominiert.
Die Curietemperatur von reinem Magnetit beträgt ungefähr 853 K. Natürlicher Magnetit ist
meist durch den Einbau fremder Ionen oder Gitterfehler u.a. beeinflusst. Die Werte für die
Curietemperatur variieren daher zwischen 843 K und 963 K.
Die Sättigungsmagnetisierung für reinen Magnetit liegt bei 480 kAm-1 und unter allen
natürlich vorkommenden Mineralen besitzt Magnetit die höchste magnetische Suszeptibilität
(Tab. 3.1). Die Koerzitivität ist niedrig, die Sättigungsmagnetisierung wird bereits bei einer
Feldstärke von etwa 0.3 T erreicht.
Unterhalb von TV ändern sich die Werte für Sättigungsmagnetisierung, Suszeptibilität und
Koerzitivität, auf Grund ihrer Abhängigkeit von der oben beschriebenen kristallinen
Anisotropie, auffallend (Özdemir et al., 1993). Anhand des charakteristischen VerweyPhasenübergangs ist es daher möglich, Magnetit als Träger der Remanenz neben anderen
magnetischen Mineralen in einer Sedimentprobe zu erkennen.
Durch Tieftemperaturoxidation bei T < 473 K wird an der Oberfläche eines Magnetit Fe2+ in
Fe3+ umgewandelt (Dunlop & Özdemir, 1998). Magnetit ist also bei Raumtemperatur in
Gegenwart von Sauerstoff instabil und maghemitisiert (oxidiert) graduell zu Maghemit.
Pyrrhotit
(Eisensulfid)
Goethit
(Eisenoxihydroxid)
Titanohämatit
Hämatit
948
variabel
353 - 393
(Collinson, 1983)
598
(Dunlop &
Özdemir, 1993)
TiyFe2-yO3
(0 < y < 1)
α-FeOOH
Fe7S8
423
(Aragón et al., 1985)
α-Fe2O3
Rhomboedrische Symmetrie
TM60
(Mischkristallreihe)
Fe2.4Ti0.6O4
120 - 853
(x = 1) - (x = 0)
(Bleil & Petersen,
1982)
Fe(3-x)TixO4
(0< x < 1)
Titanomagnetit
mit varierendem
Titangehalt
860 - 948
(Dunlop &
Özdemir, 1993)
γ-Fe2O3
Maghemit
(Fe3O4, rein) 853
(natürl.) 843 - 963
(Soffel, 1991)
TC oder TN [K]
Fe3O4
Formel
Magnetit
Spinell-Struktur
Minerale
γ-Übergang
Tγ = 473
-
-
Morin
TM = 263
-
-
-
Verwey
TV = 120
Phasenübergänge
[K]
1. γ-Übergang nur in
hexagonalen Pyrrhotit
2. bei 34 K Umwandlung in
monoklinen Pyrrhotit
3. > 723 - 773 K thermische
instabil (Dekkers, 1989)
1. ~ 623 [K] Dehydration und
< Mineralumwandlung zu
α- oder γ-Fe2O3
(Dunlop, 1990)
1. Verwitterungsprodukt
von Magnetit
1. enthalten oft Mg, al u.a.
Kationen, die die Magnetisierung beeinträchtigen
(Richards et al., 1973)
1. > 673 K Zerfall zu
α-Fe2O3
1. Geringe Ti-Anteile in einem
Magnetit Kristall können
TV senken
(Aragón et al., 1985)
Besonderheiten
Tab. 3.1 Charakteristische Eigenschaften der wichtigsten magnetischen Minerale
2.5
(Thompson &
Oldfield, 1986)
~ 125
(Dunlop &
Özdemir, 1993)
sinkt mit steigendem Ti4+ Gehalt
(Bleil & Petersen,
1982)
400
(Soffel, 1991)
480
(Thompson &
Oldfield, 1986)
MS
[kAm-1] (Raumtemp.)
5 x 103
(Thompson &
Oldfield, 1986)
103 - 105
(Soffel, 1991)
90
0.01 - 5
(Soffel, 1991)
3 x 10-3 - 3 x 10-2 sinkt mit steigendem
(Collinson, 1983)
Ti4+ Gehalt
102 - 103
(Soffel, 1991)
102 - 107
(Soffel, 1991)
105 -107
(Soffel, 1991)
106 - 107
(Soffel, 1991)
χ
[10-8m3kg-1]
400
(Thompson &
Oldfield, 1986)
10
(Thompson &
Oldfield, 1986)
BC
[mT]
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
29
30
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Maghemit (γ-Fe2O3)
Durch partielle Oxidation existiert zwischen reinem Magnetit und reinem Maghemit ein
lückenloser Übergang (Abb. 3.4). Maghemit ist im Unterschied zu Hämatit ähnlich stark
magnetisch wie Magnetit und besitzt ebenfalls eine inverse kubische Spinellstruktur. Hämatit
ist von rhomboedrischer Symmetrie, besitzt aber die gleiche chemische Formel (α-Fe2O3)
wie Maghemit.
Mit steigender Temperatur zerfällt der metastabile Maghemit an einem bestimmten Punkt in
die stabile, aber schwach magnetische Fe2O3-Modifikation Hämatit. Die Temperatur, bei der
Maghemit zerfällt, schwankt in der Literatur zwischen 523 K (Verwey, 1935) und 973 K
(Özdemir, 1990) und ist abhängig von Korngröße, Oxidationsgrad (z) und dem Einbau
fremder Ionen im Gitter (Wilson, 1961). Da die Curietemperatur oft oberhalb der
Zerfallstemperatur liegt, wird TC im allgemeinen indirekt bestimmt. Aus den genannten
Gründen ist es schwierig eine Curietemperatur für Maghemit festzulegen. In der Literatur gibt
es verschiedene Werte für TC. Nach Dunlop & Özdemir (1998) liegt das derzeit beste
Ergebnis bei 918 K (Özdemir & Banerjee, 1984). De Boer & Dekkers (1996) ermittelten für
natürlichen Maghemit einen Wert von 883 K.
Bei Raumtemperatur besitzt Maghemit mit ungefähr 400 kAm-1 wie Magnetit eine
vergleichsweise hohe Sättigungsmagnetisierung (Soffel, 1991).
Ebenso unterscheiden sich die Werte für die Suszeptibilität (Tab. 3.1) und die Koerzitivität
wenig von den entsprechenden Werten für Magnetit.
Titanomagnetit (TM) (Tix Fe(3-x)O4, 0 < x < 1), Titanomaghemit
In Abbildung 3.4 liegt im ternären System zwischen Magnetit und Ulvöspinell die Mischreihe
der Titanomagnetite. Sie besitzen wie Magnetit eine Spinellstruktur, jedoch werden zwei Fe3+
Ionen durch Fe2+ und Ti4+ ersetzt, wobei die Ti4+ Ionen die Oktaederzwischenräume
einnehmen. Das x in der Strukturformel Fe(3-x)TixO4 ist der Mischungsparameter und gibt den
Titangehalt in dem Molekül an. Ist x = 0 so liegt Magnetit (Fe3+[Fe2+Fe3+]O4) vor, für x = 1
Ulvöspinell (Fe2+[Fe2+Ti4+]O4). In rasch abgekühlter basaltischer Lava entsteht primärer
Titanomagnetit (Fe2.4Ti0.6O4) der als TM60 (60% Ulvöspinell) bezeichnet wird und besonders
häufig auftritt.
Die Curietemperatur von Titanomagnetiten sinkt nahezu linear mit zunehmendem
Titangehalt. Für x = 0 liegt sie bei ungefähr 853 K, für x = 1 nur noch bei 120 K. Für TM60 ist
ein TC Wert zwischen 423 K und 473 K charakteristisch (Dunlop & Özdemir, 1998).
Ebenso
sinken
die
Sättigungsmagnetisierung
sowie
die
Remanente
Sättigungsmagnetisierung mit steigendem Titangehalt (Bleil & Petersen, 1982). Bei
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
31
Raumtemperatur besitzt TM60 eine Sättigungsmagnetisierung von etwa 125 kAm-1 (Dunlop &
Özdemir, 1998).
Die Koerzitivkraft ist primär abhängig von den Spannungszuständen innerhalb des TM Korns
sowie sekundär von der Kristallstruktur, weniger von der Formanisotropie (Kap. 3.3,
Anisotropien).
In marinen Sedimenten sind häufig eher Titanomagnetite als reiner Magnetit als Träger der
Remanenz vorzufinden.
3.2.3.2 Rhomboedrische Minerale
Hämatit (α-Fe2O3)
Hämatit besitzt eine rhomboedrische Kristallsymmetrie. Die Sauerstoffionen (O) bilden eine
annähernd hexagonal dichteste Kugelpackung, deren oktaedrische Zwischenräume zu 2/3
durch Kationen (Fe3+) besetzt sind. Jedes Fe3+ ist von jeweils 6 O2- als nächsten Nachbarn
umgeben.
Unterhalb von 263 K, dem sogenannten Morin-Phasenübergang (Morin, 1950), ist reiner
Hämatit perfekt antiferromagnetisch (Kap. 3.2.1). Oberhalb von 263 K ist er imperfekt, es
ergibt sich auf Grund eines sogenannten spin-cantings ein resultierendes magnetisches
Moment.
Ebenso
wie
eine
sinkende
Korngröße
können
Anteile
von
Ti4+
den
Temperaturpunkt des Morin-Phasenübergangs herabsetzen.
Durch Gitterdefekte oder durch im Gitter eingebaute Kationen ohne magnetisches Moment,
wie beispielsweise Al3+, besitzt Hämatit oft noch eine Überlagerung des bereits erwähnten
magnetischen Moments durch ein sogenanntes Defektmoment, welches in seiner Intensität
variiert, jedoch durch den Morin-Phasenübergang nicht beeinflusst wird.
Hämatit ist magnetisch stark anisotrop. Diese Anisotropie beruht hauptsächlich auf einer
Kristallanisotropie (Kap. 3.3). Die leichte Magnetisierungsrichtung oberhalb des MorinPhasenübergangs liegt in der Basalebene des Kristalls, darunter klappt sie spontan um in
Richtung der c-Achse. Die Anisotropie verursacht hohe Koerzitivkräfte von mehreren
100 mT. Die Magnetisierung des Hämatit ist also sehr stabil.
Die Néeltemperatur, bei der Hämatit paramagnetisch wird, liegt bei 948 K (Dunlop &
Özdemir, 1998).
Bei Raumtemperatur beträgt der Wert für die Sättigungsmagnetisierung MS etwa 2 kAm-1. Im
Vergleich zu Magnetit ist dieser Wert ebenso wie der Wert der Suszeptibilität mit 0.003 –
0.03 SI (Collinson, 1983) sehr gering (Tab. 3.1).
Abhängig von den Sedimentationsbedingungen kann Hämatit als Verwitterungsprodukt von
Magnetit das wichtigste remanenztragende Mineral in marinen Sedimenten sein.
32
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Durch den Einbau von Fe2+ und Ti4+ anstelle von zwei Fe3+ in einem Hämatitkristall kommt es
zur Bildung der Mischkristallreihe der Titanohämatite (Hämo-Ilmenite).
Titanohämatit (TiyFe2-yO3, 0 < y < 1)
Die Endglieder bilden Hämatit (α-Fe2O3) und Ilmenit (FeTiO3) (Abb. 3.4). Die Kristallstruktur
von Ilmenit ist der von Hämatit sehr ähnlich. Titanohämatite sind nur bei erhöhten
Temperaturen uneingeschränkt mischbar. Bei langsam sinkender Temperatur bilden sich
Entmischungslamellen von Hämatit im Ilmenitgitter.
Die Néeltemperatur von Ilmenit beträgt 55 K.
Am häufigsten kommen in der Natur Titanohämatite vor, deren Zusammensetzung nahe den
Endgliedern liegen. Nahe der Zusammensetzung von Ilmenit zeigen sie bei Raumtemperatur
paramagnetische Eigenschaften, nahe von Hämatit einen schwachen Antiferromagnetismus
und hohe Koerzitivitäten.
Für die Titanohämatite sinkt die Curietemperatur mit steigendem Titangehalt. Ebenso
nehmen Sättigungsmagnetisierung und Suszeptibilität mit zunehmenden Titangehalt ab.
Titanohämatite sind seltener in Sedimenten und tragen nur in geringem Maß zur natürlichen
remanenten Magnetisierung bei.
Goethit (α-FeOOH)
Goethit ist ein Eisenoxihydroxid und besitzt eine orthorhombische Kristallstruktur. Als
Verwitterungsprodukt ist Goethit häufig in Böden und Sedimenten zu finden.
Wie
Hämatit
weist
er
antiferromagnetische
Eigenschaften
mit
einem
schwachen
resultierenden magnetischen Moment auf.
Die Néel Temperatur liegt bei 353 K – 393 K (Collinson, 1983).
Die Sättigungsmagnetisierung schwankt zwischen 0.01 und 5 kAm-1.
Ebenso wie Hämatit weist Goethit eine sehr hohe Koerzitivität (oft > 3 T) auf, die auf eine
Kristallanisotropie zurückzuführen ist.
Durch Erwärmung von Goethit auf 373 K – 573 K dehydriert das Mineral zu Hämatit.
Ist der Gehalt an Eisenoxiden und -hydroxiden im Sediment sehr gering, können Eisensulfide
wichtige Träger der Remanenz sein.
Pyrrhotit (FeS1+x, 0.1 < x < 0.14)
Die Kristallsymmetrie von Pyrrhotit mit x = 0.14 (Fe7S8) ist monoklin. Die Zusammensetzung
der Mehrheit der in der Natur vorkommenden Pyrrhotite liegt zwischen Fe7S8 und Fe9S10.
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
33
Fe7S8 besitzt starke ferrimagnetische Eigenschaften, die Curietemperatur liegt bei etwa
598 K, die Sättigungsmagnetisierung bei etwa 90 kAm-1. Fe9S10 besitzt mit 563 K eine etwas
geringere Curietemperatur. Unreinheiten im Kristall, wie der Einbau von Nickel, führen zu
einer weiteren Senkung der Curietemperatur.
Die Suszeptibilität für Phyrrotit liegt bei etwa 5 x 10³ [10 –8 m³/kg] (Thompson & Oldfield,
1986).
Phyrrotit als remanenztragendes Mineral hat in bisherigen Untersuchungen zu wenig
konsistenten Resultaten bezüglich des Erdmagnetfeldes der Vergangenheit geführt. In
marinen Sedimenten kommt es aber als sekundäres Mineral vor. Für die Interpretation der
magnetischen Eigenschaften der Sedimente ist es daher notwendig, die Existenz oder
Nichtexistenz von Phyrrotit zu verifizieren.
Durch Verwitterung zerfällt Phyrrotit in Magnetit oder Hämatit und Pyrit.
3.3 Gesteinsmagnetische Methoden und Parameter
Wichtige Faktoren, die die Magnetisierung remanenztragender Mineralkörner beeinflussen,
wie beispielsweise der Domänenstatus, sowie die in dieser Arbeit verwendeten gesteinsmagnetischen Methoden und Parameter sollen im Folgenden kurz erläutert werden.
Domänenstatus und Korngröße eines magnetischen Teilchens sind direkt abhängig voneinander und nehmen Einfluss auf seine Magnetisierung.
Um den unmagnetischen Zustand eines magnetischen Mineralkorns zu erklären, entwickelte
Weiß (1907) die Theorie, dass ein Mineralkorn mehrere Domänen besitzt, deren
resultierende magnetische Momente unterschiedliche Richtungen aufweisen. Hierdurch
kompensieren sie sich gegenseitig und das Mineralkorn wirkt nach außen unmagnetisch
(Abb. 3.5).
Abb. 3.5 Schematische Darstellung der Weißschen Bezirke und deren magnetischer Momente in
einem ferromagnetischen Festkörper (modifiziert nach Thompson & Oldfield, 1986).
34
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Bloch (1932) erweiterte die Theorie nach Weiß dahingehend, dass die einzelnen Domänen
durch Domänenwände endlicher Mächtigkeit getrennt sind.
Zur Bildung von mehreren Domänen in einem magnetischen Mineralkorn kommt es erst,
wenn die Korngröße des Teilchens über ein kritisches Volumen hinaus anwächst. Für
kleinere Teilchen ist ein Aufbau aus nur einer Domäne energetisch günstiger. Teilchen mit
nur einer Domäne werden Einbereichs- oder Single-Domain- (SD) Teilchen genannt.
Sehr kleine Teilchen besitzen oberhalb einer bestimmten Temperatur keine stabile
Magnetisierung, sondern ihre magnetischen Momente unterliegen einer ständigen
Umorientierung. Diese Teilchen besitzen eine hohe magnetische Suszeptibilität und werden
daher als superparamagnetisch oder SP-Teilchen bezeichnet.
Bei größeren Mineralkörnern oberhalb des kritischen Volumens bewirkt der Aufbau der
Blochwände eine Reduzierung der gesamten im Korn wirksamen Energien und stellt ein
energetisches Gleichgewicht her. Für eine detailliertere Beschreibung sei auf die Literatur
von Stacey & Banerjee (1974), Butler (1998) sowie Dunlop & Özdemir (1998) verwiesen.
Sind die entstehenden Partikel aus wenigen Domänen (zwei bis acht Bereiche; Soffel, 1991)
aufgebaut, besitzen sie ähnliche magnetische Eigenschaften wie SD-Teilchen und werden
als Pseudoeinbereichs- oder Pseudo-Single-Domain- (PSD) Teilchen bezeichnet. Teilchen
mit einer größeren Anzahl an Domänen (> acht Bereiche; Soffel, 1991) werden
Mehrbereichs- oder Multi-Domain- (MD)-Teilchen genannt.
Bei welchem kritischen Volumen die Ausbildung mehrerer Domänen beginnt richtet sich
unter anderem nach der Sättigungsmagnetisierung MS und der Kornform des Partikels. Ein
Hämatit Korn mit MS = 2.5 kAm-1 kann beispielsweise bis zu einem Durchmesser von 15 µm
ein SD-Teilchen sein, während der Durchmesser eines Magnetit SD-Teilchens mit
MS = 480 kAm-1 maximal zwischen 0.08 und 1 µm betragen kann (Dunlop, 1981). Bezogen
auf ihre Kornform bilden kubische Magnetitpartikel bereits bei einem Durchmesser < 0.1 µm
weitere Domänen aus, während gestreckte SD Teilchen bis zu 1 µm in der Länge betragen
können bevor weitere Domänen ausgebildet werden (Butler & Banerjee, 1975).
Abbildung 3.6 zeigt Beispiele für Übergangswerte kritischer Durchmesser von SP-, SD-,
PSD- und MD-Teilchen für verschiedene magnetische Minerale.
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
35
Metallisches Eisen
SP
(Fe)
MD
10-2
10-1
Magnetit
SP
1
10
(Fe3O4)
MD
PSD
10-2
10-1
1
Titanomagnetit (Fe2.4Ti0.6O4)
?
SP
10-2
SD
10-1
102
10
102
PSD
MD
10
1
102
Hämatit (α-Fe2O3)
MD
SD
SP
10
10
-2
-1
1
10
102
Teilchendurchmesser [µm]
SP
=
Superparamagnetisch
SD
=
Single-Domain
PSD
=
Pseudo-Single-Domain
MD
=
Multi-Domain
Abb. 3.6 Ausbildung der magnetischen Domänen in Abhängigkeit von der Korngröße bestimmter magnetischer
Minerale bei T = 20°C (nach Bleil & Petersen, 1982).
In einem Sediment kommen Magnetitpartikel in der Regel nicht als rein kubische Form vor,
sondern sind in irgendeiner Weise gestreckt. Dementsprechend liegen die Grenzen von
Domänenstatus zu Domänenstatus in einem Magnetit Partikel in der Natur etwas über dem
an einem kubischen Magnetit im Labor gemessenen oder theoretisch berechneten Idealfall.
Weitere Aspekte, welche die Ausbildung von Domänen mitbestimmen, sind Kristallstruktur,
Oxidationszustand des Minerals sowie interne mechanische Spannungen in einem
magnetischen Teilchen. Diese sollen hier nicht weiter vertieft werden.
Magnetische Körner besitzen in verschiedene Raumrichtungen einen unterschiedlichen
inneren Widerstand gegen die Rotation ihrer atomaren magnetischen Momente in Richtung
des äußeren Feldes. Dieser innere Widerstand wird als Anisotropie bezeichnet. Eine
Anisotropie führt dazu, dass eine bestimmte Magnetisierungsrichtung in einem Partikel
bevorzugt wird.
36
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Unterschieden
werden
drei
Arten
von
Anisotropie:
die
Kristallanisotropie,
die
Magnetostriktionsanisotropie sowie die Formanisotropie.
Erfährt ein magnetisches Teilchen eine spontane Magnetisierung in eine bevorzugte,
sogenannte leichte Richtung, die sich aus der Gitterform des Kristalls ergibt, wird dies als
Kristallanisotropie bezeichnet.
Wirkt eine äußere Kraft (Druck, Belastung) auf ein remanenztragendes Partikel, so wird die
Magnetisierung in Richtung der Ausdehnung des Partikels erleichtert, dies ist die
Magnetostriktionsanisotropie.
In der vorliegenden Arbeit ist die Formanisotropie von besonderer Bedeutung. Als
Formanisotropie wird die bevorzugte Magnetisierung eines gestreckten Teilchens in
Richtung
seiner
längsten
Achse
verstanden.
Durch
die
natürliche
Streckung
remanenztragender Mineralpartikel in einem Sediment liegt nahezu immer auch eine
Formanisotropie der Magnetisierungsrichtung der Teilchen vor.
3.3.1 Magnetische Hysterese
Hysterese bezeichnet das Zurückbleiben einer Wirkung hinter der Kraft, die sie verursacht.
Wird ein magnetisches Mineral in ein äußeres Magnetfeld gebracht, so erfolgt eine Änderung
der Magnetisierung des Minerals verzögert gegenüber der Änderung des Magnetfeldes, die
sie bewirkt. In der Gesteinsmagnetik beschreibt die Hystereseschleife die Variation der
Magnetisierung M des Minerals in Abhängigkeit eines äußeren Magnetfeldes H (Abb. 3.7).
Der Ursprung der Hystereseschleife beschreibt den unmagnetisierten Zustand der Probe im
Nullfeld. Wird die Feldstärke nur wenig erhöht, steigt die Magnetisierung des Minerals linear
an und verschwindet wieder bei Rücknahme der Feldstärke. Der Gradient der Kurve an
dieser Stelle wird als die Anfangssuszeptibilität κ0 bezeichnet.
Bei einer weiteren Erhöhung der Feldstärke beginnen sogenannte „Umklapp-“prozesse der
Dipolmomente des Minerals in Richtung des äußeren Feldes (Abb. 3.7, Punkt 1)). Hierbei
kommt es zu irreversiblen Ummagnetisierungsprozessen, dass heißt, bei Rücknahme des
äußeren Feldes können die magnetischen Momente nicht wieder in ihre ursprüngliche
Ausrichtung zurückkehren und es bleibt eine remanente Magnetisierung MR erhalten.
Die Magnetisierung des Minerals erreicht bei einem weiteren Anstieg der Feldstärke eine
Sättigung, diese wird als Sättigungsmagnetisierung MS bezeichnet (Abb. 3.7, Punkt 2)).
Wird die Feldstärke danach wieder bis auf Null zurückgenommen, bleibt die sogenannte
Remanente Sättigungsmagnetisierung MRS zurück (Abb. 3.7, Punkt 3)).
Magnetisierung [A/m]
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
a
2)
b
B>0
c
1)
3)
B>0
2)
M = MS
M>0
MRS
1)
κ0 BC
- BC
BCR
MS
37
Induktion [T]
4)
d
B=0
MRS
e
3)
M = MRS
4)
B<0
M=0
MS
Abb. 3.7 Schematische Darstellung einer Hystereseschleife (a) und der Richtungsänderung der
resultierenden Momente remanenztragender Mineralkörner mit nur einer Domäne in einer
Sedimentmatrix an bestimmten Punkten der Hystereseschleife (b, c, d, e).
Das magnetische Feld wird ausgedrückt durch die magnetische Induktion B. M ist die
Magnetisierung (modifiziert nach Butler, 1998).
1) Bei Erhöhung von B rotieren die magnetischen Momente der Mineralkörner in Richtung
des äußeren Feldes.
2) Die Feldstärke wird weiter erhöht bis alle resultierenden magnetischen Momente in den
Mineralkörnern parallel zu B angeordnet sind. Die Sättigungsmagnetisierung MS ist
erreicht.
3) Sinkt B auf 0, so verbleibt die Remanente Sättigungsmagnetisierung MRS und die
magnetischen Momente richten sich in diesem Fall entsprechend ihrer Vorzugsrichtung im
Partikel, hier entlang der längsten Kornachse, aus.
4) Bei Anlegen eines entgegengerichteten Feldes rotieren die magnetischen Momente in die
entgegengesetzte Richtung. Bei BC hebt sich die Wirkung der in + B Richtung
magnetisierten Partikel gegen die der in – B Richtung magnetisierten Partikel auf, so dass
die Magnetisierung an diesem Punkt gleich Null ist.
Um diese wieder rückgängig zu machen, muss erneut eine Kraft aufgewendet werden.
Hierzu wird die Gesteinsprobe in ein entgegengerichtetes Feld gebracht. Bei der Feldstärke
BC, der Koerzitivkraft, hebt sich die Wirkung der in +B Richtung magnetisierten Partikel
gegen die der in –B Richtung magnetisierten Partikel auf und die Magnetisierung sinkt auf
Null (Abb. 3.7, Punkt 4)) im weiterhin angelegten Feld.
38
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Um die Remanenz vollständig zu entfernen, wird die Feldstärke bis zur Remanenzkoerzitivkraft BCR erhöht und anschließend wieder auf Null reduziert.
Eine Hystereseschleife ist dann komplett, wenn das äußere Feld von einer Richtung in die
entgegengesetzte Richtung und wieder zurück gebracht wird.
Die Hystereseschleife der Magnetisierung einer Sedimentprobe spiegelt die Gesamtmagnetisierung einer Zusammensetzung aus ferri-, dia- und paramagnetischen Mineralen
wider (Abb 3.8 a). In Abbildung 3.8 a) sind die dia- und paramagnetischen Anteile der
Sedimentprobe
in
dem
linearen
Anstieg,
beginnend
nach
dem
Schließen
der
der
und
Hystereseschleife zu erkennen.
Durch
Subtraktion
des
linearen
Anteils,
also
der
Suszeptibilität
dia-
paramagnetischen (also nicht ferromagnetischen) Minerale (κnf (non ferrimagnetic)), ergibt sich eine
neigungskorrigierte Hystereseschleife, welche die Magnetisierung der ferrimagnetischen
Mineralanteile zeigt (Abb. 3.8 b).
Die
Form
der
Hystereseschleife
gibt
Aufschluss
über
die
Koerzitivität
der
remanenztragenden Minerale in der Probe. Ist die Schleife flach und breit, so ist das
remanenztragende Mineral in der Sedimentprobe ein magnetisch hartes Mineral wie zum
Beispiel Hämatit. Ist die Schleife eher steil und eng, spiegelt sie ein magnetisch weiches
Magnetisierung
dia-/paramagnetischer
Anteil
κ nf
ferrimagnetisch
Magnetisierung
Mineral wie zum Beispiel Magnetit wider (Kap. 3.3.3).
- BC
Induktion
MS
MRS
κ0
BC
BCR
Induktion
-MRS
-MS
a)
b)
Abb. 3.8 a) Hystereseschleife für eine Sedimentprobe bestehend aus ferri- und dia-/paramagnetischen Anteilen, b) neigungskorrigierte Hystereseschleife (nach Frederichs et al., 1999).
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
39
Die Sättigungsmagnetisierung MS ist der aussagekräftigste Parameter zur Konzentration
remanenztragender Minerale in einer Gesteinsprobe, da MS unabhängig von der Korngröße
der Minerale ist.
Zur Diagnose des dominierenden Domänenstatus, also indirekt der Korngröße, werden die
Verhältnisse MRS/MS sowie BCR/BC verwendet. MRS/MS variiert zwischen 0.01 und 0.5 mit
abnehmender Korngröße. BCR/BC zwischen 10 und 1, kann jedoch auch einen Wert von > 10
annehmen, wenn große Anteile SP-Teilchen in der Probe vorhanden sind.
Beide Parameter zusammen werden nach Day et al. (1977) in einem Diagramm graphisch
ausgewertet (Abb. 3.9).
Bezogen auf ihren Domänenstatus (SP, SD/PSD oder MD) zeigen magnetische Partikel
unterschiedliche Hystereseeigenschaften und unterschiedlich stabile Magnetisierungen.
Ultrafeine magnetische Teilchen sind bei Raumtemperatur superparamagnetisch, ihre
Magnetisierung ist instabil. Ihre magnetischen Momente richten sich in einem äußeren Feld
zwar spontan aus, bei Entfernen des Feldes bleibt jedoch keine Remanenz erhalten.
MRS/MS
SD
0.1
PSD
MD
0.01
1
BCR/BC
10
wachsende Korngröße
Abb. 3.9 MRS/MS aufgetragen gegen BCR/BC, zur Abschätzung des Domänenstatus (und damit indirekt der
Korngröße) der remanenztragenden Minerale einer Probe (nach Day et al., 1977).
SD-Teilchen besitzen eine einheitliche Magnetisierungsrichtung und daher ein großes
magnetisches Moment, die Magnetisierung ist zugleich die Sättigungsmagnetisierung. Durch
40
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
ein ausreichend starkes äußeres Feld rotiert die Richtung des magnetischen Moments
spontan in die Richtung des magnetischen Flusses. Um das magnetische Moment wieder in
die ursprüngliche Richtung zurückzurotieren, ist eine hohes Gegenfeld (gleich der
Koerzitivkraft) notwendig.
Die Remanenz eines SD-Teilchens ist über die Zeit sehr stabil. Daher sind diese Teilchen in
der Paläomagnetik von großer Bedeutung. Ungeachtet ihres Aufbaus aus mehreren
Domänen, verhalten sich PSD-Teilchen ähnlich wie SD-Teilchen. Sie besitzen ebenfalls ein
großes magnetisches Moment und weisen relativ hohe Werte für die Koerzitivkraft sowie die
remanente Magnetisierung auf. Wie im Falle der SD-Teilchen ist die remanente
Magnetisierung von PSD-Teilchen stabiler als diejenige von MD-Partikeln.
Das resultierende remanente magnetische Moment eines MD-Teilchens hingegen ist niedrig,
da die Magnetisierung auf eine größere Zahl von Domänen verteilt ist. Deren
Magnetisierungsrichtungen sind statistisch verteilt und die Intensität der Magnetisierung wird
insgesamt verringert.
Das Verhältnis von MRS/MS wird häufig als Maßstab für die Effizienz eines Partikels, eine
remanente Magnetisierung zu erwerben, genutzt. Die Koerzitivkraft BC macht eine Aussage
über
die
Stabilität
der
Magnetisierung
der
remanenztragenden
Partikel
in
einer
Gesteinsprobe und ist für die Auswertung gesteinsmagnetischer Untersuchungen ebenso
wie MRS/MS von besonderer Bedeutung.
Abbildung 3.11 zeigt die Werte für MRS/MS, BCR/BC, BC und κ in Abhängigkeit vom
Domänenstatus beziehungsweise der Korngröße der Teilchen.
In dieser Abbildung wird deutlich, dass die Magnetisierungen von SD- und PSD-Teilchen die
höchsten Stabilitäten besitzen im Vergleich zu SP- und MD-Teilchen. Die Werte für die
Koerzitivkraft und das Verhältnis MRS/MS besitzen am Übergang von SD- zu PSD-Teilchen
ein Maximum. Entsprechend sind SD- und PSD-Teilchen in besonderem Maße geeignet, die
magnetische Information in einem Sediment über lange Zeiträume zu konservieren und für
paläomagnetische Untersuchungen nutzbar zu machen.
Darüber hinaus zeigt Abbildung 3.11 die höhere Suszeptibilität von SP-Teilchen gegenüber
den SD-, PSD- und MD-Teilchen.
3.3.2 Magnetische Suszeptibilität
Die Suszeptibilität κ wird in einem schwachen Wechselfeld mit einer Frequenz von im
allgemeinen einigen 100 Hz bestimmt. Die auf diese Weise bestimmte Suszeptibilität
entspricht
der
Anfangssuszeptibilität
κ0
der
Hysteresemessung.
Für
detailliertere
Erläuterungen sei verwiesen auf das Werk von Chikazumi (1997). Ein nächster Schritt führt
zur Frequenzabhängigkeit der Suszeptibilität.
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
41
Teilchengröße (Domänenstatus)
MRS/MS
BC
BCR/BC
κ
SP
Abb. 3.11 Verhältnisse von
SD
PSD
MD
MRS/MS, BCR/BC sowie Werte von BC und κ für magnetische Mineralkörner mit
unterschiedlichem Domänenstatus beziehungsweise unterschiedlicher Teilchengröße (modifiziert
nach Soffel, 1991).
Frequenzabhängige Suszeptibilität κfd (frequency dependent)
Um die Frequenzabhängigkeit der Suszeptibilität zu betrachten, wird eine zweite Messung in
einem Wechselfeld mit einer Frequenz von üblicherweise einigen 1000 Hz durchgeführt. Der
so bestimmte Wert ist κhf (high frequency). Die Subtraktion der Suszeptibilität κhf von κ ergibt die
frequenzabhängige Suszeptibilität κfd:
κfd = κ - κhf
(Dearing et al., 1996)
oder in Prozent
κfd% = 100 . (κ - κhf)/κ.
κfd nimmt mit dem Anteil an SP Teilchen zu (Dearing et al., 1996).
Die Messung der magnetischen Suszeptibilität κ ist eine vergleichsweise einfache Methode,
um die Konzentration magnetischer Minerale in einer Sedimentprobe abzuschätzen. κ zeigt
für Magnetit über einen weiten Korngrößenbereich von 0.1 bis 10000 µm relativ konstante
Werte von 3.1 +0.4 SI (Heider et al., 1995). Eine Ausnahme bildet SP-Magnetit, welcher
Suszeptibilitäten von 4 – 6 SI aufweist.
42
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
3.3.3 Wechselfeldentmagnetisierung
Im Laufe der Zeit kann es unter anderem durch thermische oder chemische Ereignisse zu
einer Überprägung der ursprünglichen Remanenz einer Gesteinsprobe kommen. Die aktuell
gemessene Remanenz stellt die Gesamtheit aller remanenten Magnetisierungen dar, die
einer Probe bis zum Zeitpunkt der Messung aufgeprägt wurden. Die magnetisch stabilste
Remanenz wird der ursprünglichen remanenten Magnetisierung der Probe zugeschrieben.
Die mittlere Richtung wird als Charakteristische Remanente Magnetisierung (ChRM)
bezeichnet.
Um die ChRM einer marinen Sedimentprobe mit Titanomagnetit als dominantem
remanenztragendem Mineral zu isolieren, das heißt überprägte remanente Magnetisierungen
zu entfernen, wird die Probe nach Ermittlung ihrer aktuellen NRM stufenweise in einem
Wechselfeld entmagnetisiert.
Die Feldstärke bei der noch die Hälfte der Ausgangsmagnetisierung erhalten ist, wird Median
Destructive Field (MDF) genannt.
Da MD-Teilchen nur eine Koerzitivität von < 20 mT besitzen, ist ihre Magnetisierung bereits
bei einem Wechselfeld von 20 mT eliminiert (Butler, 1998). Sie werden daher als magnetisch
weich bezeichnet und weisen ein niedriges MDF auf. SD-/PSD-Teilchen haben wesentlich
höhere Koerzitivitäten. Ihre remanente Magnetisierung ist auch noch nach einer
Wechselfeldentmagnetisierung mit 20 mT vorhanden (Butler, 1998). Sie sind also
magnetisch hart, ihr
MDF ist hoch. Sekundäre Remanenzen (Überprägungen) einer
Gesteinsprobe betreffen daher eher MD-Teilchen, die ChRM hingegen wird bevorzugt durch
SD- beziehungsweise PSD-Teilchen getragen (Butler, 1998).
Die Richtungsabhängigkeit der Magnetisierung einer Sedimentprobe wird bei der
Wechselfeldentmagnetisierung berücksichtigt, indem alle drei Richtungen (x, y, z) der Probe
entmagnetisiert und gemessen werden. Die ermittelten Einheitsvektoren, die um eine
gemeinsame Richtung streuen, genügen anschaulich einer zweidimensionalen GaußVerteilung auf einer Kugeloberfläche. Ihr Mittelwert bildet die ChRM-Richtung. Eine
statistische Methode für die Berechnung der Richtung der ChRM ist die „Principle
Component Analysis“ nach Kirschvink (1980).
Die Darstellung der Magnetisierungsvektoren einer Sedimentprobe erfolgt als Projektion
einmal in der horizontalen und einmal in der vertikalen Ebene den Zijderveld-Diagrammen
(Abb. 3.12 a). In der horizontalen Ebene ist hier Nord gegen Ost, in der vertikalen Ebene Z
gegen
Ost
aufgetragen.
Dies
ermöglicht
eine
zweidimensionale
Darstellung
des
dreidimensionalen Koordinatensystems.
Im Idealfall läuft der Magnetisierungsvektor linear auf den Ursprung des Koordinatensystems
zu. Dies bedeutet, dass die untersuchte Gesteinsprobe nur eine stabile Remanenz besitzt
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
43
(Abb. 3.12 a). Man spricht von einem Einkomponentensystem. Sind sekundäre Remanenzen
vorhanden, so kann dies aus der systematischen Abweichung von der Geraden abgeleitet
werden.
Inklination (I) und Deklination (D) werden als stereographische Projektion in einem
Schmidtschen Netz dargestellt (Abb. 3.12 b), mit der Inklination von außen (0°) radial nach
innen (90°) zunehmend.
3.3.4 Synthetische remanente Magnetisierungen
Nach der Bestimmung der ChRM werden verschiedene Methoden angewandt, um einer
Gesteinsprobe künstlich remanente Magnetisierungen aufzuprägen und deren Intensität zu
bestimmen. In der vorliegenden Arbeit wurden zwei Arten synthetischer remanenter
Magnetisierungen in den Proben erzeugt, die Isothermale Remanente Magnetisierung sowie
die Anhysteretische Remanente Magnetisierung.
b) Schmidtsches Netz
a) Zijderveld-Diagramm
Nord
0°
Oben, Nord
1
Ost, Ost
0
90°
270°
1
(N vs. Ost)
2
(Z vs. Ost)
3
0
1
2
3
[x 10 mA/m]
4
180°
Süd
positive Inklination
negative Inklination (hier nicht vorhanden)
Horizontalebene
Vertikalebene
Abb. 3.12 a) Darstellung der Komponenten der remanenten Magnetisierung einer Sedimentprobe während der
schrittweisen Entmagnetisierung in einem Zijderveld-Diagramm; b) Darstellung der Inklination und Deklination in einem Schmidtschen Netz
44
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Isothermale Remanente Magnetisierung (IRM)
Die IRM ist eine magnetische Remanenz, die unter dem Einfluss eines
starken
magne-
tischen Gleichfeldes erworben wird. Im Labor erfolgt die Aufprägung im allgemeinen
schrittweise in Feldern mit ansteigender Stärke bis zum Erreichen der Sättigungs-IRM
(SIRM) in einem Feld > 1 T. Die Intensität der IRM einer Sedimentprobe wird als MIR bezeichnet.
MIR
entspricht
im
Fall
der
Sättigung
der
Intensität
der
remanenten
Sättigungsmagnetisierung MRS aus Hysteresemessungen. Zur IRM liefern alle remanenztragenden Minerale der Probe einen Beitrag.
MIR (= MRS) wird jedoch durch die Korngröße beeinflusst, da SD-Teilchen höhere
Remanenzen als MD-Teilchen besitzen.
Nach
Lowrie
&
Fuller
(1971)
können
SD-Teilchen
über
die
Betrachtung
der
Entmagnetisierungskurven von Isothermaler Remanenz (IRM) und Anhysteretischer
Remanenz (ARM) als Träger der Remanenz von MD-Teilchen unterschieden werden. Das
MDF der IRM einer Sedimentprobe mit SD-Teilchen ist kleiner als das jeweilige MDF der
ARM und der NRM.
Da die SIRM von Magnetit bereits in einem Magnetfeld von 300 mT erreicht ist, die von
Hämatit jedoch erst in deutlich höheren Feldern, kann anhand der Form der IRMErwerbskurve eine Unterscheidung der remanenztragenden Minerale erfolgen (Abb. 3.13).
1.2
1
m
Hä
Magnetit
MIR/MSIR
0.8
0.6
0.4
it
at
Goethit
0.2
0
0
500
1000 1500
Feld [mT]
2000
2500
Abb. 3.13 MIR normiert auf MSIR gegen das Feld aufgetragen: Schematische Darstellung der IRM-Erwerbskurven
von Magnetit, Hämatit und Goethit. Magnetit ist bereits bei 300 mT gesättigt, Hämatit und Goethit erst bei
deutlich höheren Feldern (nach Frederichs et al., 1999).
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
45
Wird nach Aufprägung einer IRM die Probe in ein entgegengesetzt gerichtetes Feld von
0.3 T gebracht, wird sie zumindest teilweise ummagnetisiert. Die jetzt vorhandene
isothermale remanente Magnetisierung wird mit M-0,3T bezeichnet.
Hochkoerzitive Remanenzen, welche in erster Linie die Konzentration von antiferromagnetischen Mineralen widerspiegeln, lassen sich durch die Harte Isothermale Remanente
Magnetisierung
MHIR = 0.5 x (MSIR + M-0,3T)
ausdrücken (Stoner et al., 1996).
Das Verhältnis von hochkoerzitiven zu niedrigkoerzitiven Mineralen lässt sich durch den
Parameter
S-0,3T = 0.5 x (1 + M-0.3T/MSIR)
beschreiben. S-0,3T variiert nichtlinear zwischen null und eins. Der Magnetitanteil einer Probe
steigt im Verhältnis zu Hämatit, wenn der Wert von S-0,3T gegen eins geht (Abb. 3.14).
1.0
1 µm
S-0.3T
0.8
0.025 µm
44 - 53 µm
0.6
0.4
0.2
1
10
[%] Magnetit
100
Abb. 3.14 S-0.3T aufgetragen gegen den Prozentanteil von Magnetit in verschiedenen Korngrößen in einer
Sedimentmatrix von Hämatit und Magnetit (Bloemendal et al., 1992).
46
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Auf Grund der viel niedrigeren spezifischen Magnetisierung von Hämatit gegenüber Magnetit
erlaubt S-0,3T jedoch nur eine annähernd zuverlässige Aussage über die relative
antiferromagnetische Mineralkonzentration, wenn ihr Anteil mindestens 80% entspricht
(Bloemendal et al., 1992).
Anhysteretische Remanente Magnetisierung (ARM)
Eine ARM wird in einem magnetischen Wechselfeld mit abnehmender Amplitude erzeugt,
dem ein schwaches Gleichfeld überlagert ist. Die Aufprägung erfolgt schrittweise. Träger der
ARM in einer Sedimentprobe sind hauptsächlich PSD- und SD-Teilchen (Banerjee, 1981).
Die Intensität der ARM wird als MAR bezeichnet. Wird MAR auf das Gleichfeld normiert, ergibt
sich die anhysteretische Suszeptibilität (κar).
Da die ARM abhängig vom Domänenstatus ist, spiegeln die Verhältnisse von MAR/MIR sowie
κAR/κ (King et al., 1982) Korngrößenvariationen wider. MAR/MIR bezieht sich im Gegensatz zu
κAR/κ nur auf die remanenztragenden Partikel in der Sedimentprobe, wohingegen in die
Suszeptibilität κ auch dia- und paramagnetische Beiträge eingehen. Steigen MAR/MIR und
κAR/κ so nehmen die Korngrößen ab (Abb. 3.15).
0.16
Maher 1988
Hartstra 1982a, b
MAR/MSIR
0.12
0.08
0.04
0.00
0.01
0.1
1
Korngröße [µm]
Abb. 3.15 Korngrößenabhängigkeit des Verhältnisses MAR/MSIR von Magnetit.
10
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
47
Um eine eventuelle Anisotropie in der Probe festzustellen, wird die ARM sukzessive in die
drei Raumrichtungen aufgeprägt und jeweils gemessen. Unterschiedliche Intensitäten deuten
auf eine bevorzugte Ausrichtung der magnetischen Partikel. Die Anisotropie der ARM hat
gegenüber der Anisotropie der Suszeptibilität den Vorteil, nur auf die Ausrichtung der
magnetischen Partikel zu schauen. Zur Anisotropie der Suszeptibilität kann bei Proben mit
niedrigen Intensitäten der Remanenz auch die dia- oder paramagnetische Sedimentmatrix
beitragen.
3.3.5 Thermomagnetische Untersuchungen
Um die Art der remanenztragenden Minerale zu bestimmen, wird die unterschiedliche
Temperaturabhängigkeit ihrer Magnetisierung sowie der Suszeptibilität genutzt.
Wird eine Sedimentprobe von Raumtemperatur ausgehend bis zu einer maximalen
Temperatur (T) von 971 K (25 K oberhalb TC von Hämatit) erhitzt und wieder abgekühlt und
die magnetische Suszeptibilität κ im Verlauf dieses Prozesses fortwährend gemessen, so
bleibt κ bei T < TC relativ konstant und fällt rapide bei Erreichen von TC (Tab. 3.1). Kurz vor
Erreichen des Curiepunktes steigen die Suszeptibilitätskurven für Magnetit, TM60 (Kelso &
Banerjee, 1994) und ebenso für Pyrrhotit (Dubuisson et al., 1991) noch einmal an. Dieser
Anstieg wird als Hopkinson-Peak bezeichnet. Danach verhalten sich die magnetischen
Partikel
superparamagnetisch.
Generell
werden
diese
Messungen
in
einer
Edelgasumgebung (Ar) durchgeführt, um Nebeneffekte durch Hochtemperaturoxidation zu
vermeiden.
Bei einem weiteren Experiment wird die Probe von Raumtemperatur auf 93 K abgekühlt. Soll
Magnetit als remanenztragendes Mineral nachgewiesen werden, so muß die gemessene
Suszeptibilitätskurve auf Grund des Verwey-Phasenübergangs bei etwa 120 K abfallen
(Kap. 3.2.3).
Tabelle 3.2 zeigt alle in dieser Arbeit verwendeten Parameter nach Aussage über
Mineralogie, Konzentration und Korngröße geordnet.
48
3 Paläo- und Gesteinsmagnetik
Tab. 3.2 Parameter zur Bestimmung von Mineralogie, Konzentration und Korngröße, sowie die
zugehörigen Meßmethoden, über die sie ermittelt wurden.
Konzentrationsabhängige Parameter
Meßmethode
Sättigungsmagnetisierung MS
Remanente Sättigungsmagnetisierung MRS (=MSIR)
Magnetische Hysterese
Magnetische Hysterese
Suszeptibilität κ
Suszeptibilität
Harte Isothermale Remanente Magnetisierung MHIR
IRM - Erwerbskurve
Mineralogieparameter
S-0,3T
Temperaturabhängige Suszeptibilität
IRM - Erwerbskurve
Suszeptibilität/Temperatur
Korngrößenparameter
Frequenzabhängige Suszeptibilität κfd
Suszeptibilität
MRS/MS
Magnetische Hysterese
BCR/BC
Magnetische Hysterese
MAR/MIR
MDF
ARM – Erwerbskurve/IRM - Erwerbskurve
Wechselfeldentmagnetisierung
49
4 Probenmaterial
4 Probenmaterial
4.1 Probenentnahme
Das Sediment von Kern 315KA war in vier Kästen von je einem Meter Länge gelagert. Diesen Kästen wurden kontinuierlich Proben in Plexiglaswürfeln mit 2 x 2 x 2 cm Kantenlänge
(innen) entnommen. Eine zweite Serie von Proben wurde mit kleineren Plexiglaswürfeln von
2 x 2 x 1.6 cm (innen) im Abstand von je 10 bis 20 cm entnommen. Abbildung 4.1 zeigt zwei
Proben des zweiten Satzes aus 50 und 68 cm Teufe.
Kerntop
Kernbasis
1.6 cm
2 cm
Abb. 4.1 Zwei Würfelproben mit 2 x 2 x 1.6 cm Kantenlänge (innen) aus 50 und 68 cm Teufe des Kastenlotkerns
315KA.
Die Würfel wurden in das Sediment gedrückt. Ein feiner Draht wurde dann am Würfel entlang in das Sediment und an der Würfelunterseite vorbeigeführt, um ihn so aus dem Kernsegment herauszulösen. Der gefüllte Probenwürfel wurde mit einem Deckel verschlossen
und mit der Entnahmeteufe versehen.
4.2 Zusammensetzung der Sedimentproben
Wie in Abbildung 4.1 zu sehen, finden sich in den Sedimenten von Kern 315KA helle und
dunkle Laminationen. Von Rad et al. (1999a) deuteten diese Laminationen in Sedimenten
des Parallelkerns 56KA als jahreszeitliche Warvenablagerungen (Kap. 2.1). Den Laminationen sind Turbidite zwischengelagert. Abbildung 4.2 zeigt eine schematische Darstellung
50
4 Probenmaterial
der Stratigraphie der Sedimentkerne 56KA und 315KA, in der die verschiedenen Lithologien
nach Von Rad et al. (1999a) mit Buchstaben von A bis F gekennzeichnet sind.
Die hemipelagischen Warvenpaare bestehen aus einer hellgrauen A-Lamination und einer
dunkelolivgrauen B-Lamination mit einer Gesamtmächtigkeit beider Warven von 0.7 bis
1.3 mm.
0
B
1
Relative Kerntiefe [mm]
2
A
B
C
3
4
B
5
A
6
B
A
7
D/F
8
9
10
B
A
Abb. 4.2 Schematische Darstellung der Stratigraphie der Sedimentkerne 56KA und 315KA. A und B geben jeweils die helle und die dunkle Lamination wieder, C, D und F sind Turbiditlagen (modifiziert nach Von
Rad et al., 1999a).
Die hellgrauen A-Laminationen sind zwischen 0.3 und 0.5 mm mächtig. Es handelt sich um
gut sortierte, terrigene, siltige Tone mit Glimmer, Chlorit, Quarz und einem sehr geringen
Anteil an Kokkolithen (Von Rad et al., 2002).
Die dunkelolivgrauen B-Laminationen sind zwischen 0.4 und 0.5 mm mächtig. Sie werden
aufgebaut aus schlecht sortierten, siltigen Tonen, die im Vergleich zu den Tonen der A-Laminationen reich an organischem Material wie Kokkolithen und benthischen Foraminiferen
sind.
51
4 Probenmaterial
Die Turbiditlagen unterscheiden sich in erster Linie durch eine größere Schichtmächtigkeit
von den Laminationen. Von Rad et al. (1999a) differenzierten drei Lithotypen.
C-Turbidite sind wie die A-Laminationen von hellgrauer Farbe mit einer Mächtigkeit
> 1.5 mm. Sie sind aus homogenen tonigen Silten terrigener Herkunft aufgebaut und führen
Tonminerale, Glimmer, Chlorit, Quarz und umgelagerte Karbonate. Sie treten am häufigsten
auf und zeigen selten eine schwache Gradierung. Das Liefergebiet dieser Turbiditlagen wird
nach Von Stackelberg (1972) einem glimmerreichen tonigen Siltgürtel in der Mitte des
Pakistanischen Schelfs zugeordnet.
Mittel- bis dunkelgraue, homogene terrigene mittel- bis grobkörnige Silte bilden die
D-Turbidite. Sie besitzen eine deutliche Untergrenze und sind meist gradiert.
Die auffälligsten Turbidite sind die F-Lagen. Sie bestehen aus rotbraunen bis grauen Silten
und sind bis 5 cm mächtig. In der Regel sind sie gradiert und intern laminiert (Von Rad et
al., 1999a). Sie zeigen über den gesamten Kern ein deutliches Muster und bilden ausgeprägte Marker im Sediment.
In den Abbildungen 4.3 a/b ist ein Vergleich der Lithologien der Kerne 56KA sowie 315KA
dargestellt.
Die F-Turbiditlagen F2 bis F7 sind in beiden Kernen deutlich zu identifizieren. In Kern 315KA
fehlt der jüngste F-Turbidit (F1). F2 bis F7 beider Kerne sind in den Abbildungen durch Linien
miteinander verbunden. Das jeweilige Alter [a B.P.] ist zwischen den Kernen notiert.
Die Darstellung der nach Von Rad et al. (1999a) identifizierten C-Turbidite wurde aus Gründen der Klarheit auf Turbidite > 3 mm beschränkt.
Der Ausschnitt einer Fotografie von Kern 315KA in einer Teufe zwischen 30 und 50 cm zeigt
ein reales Abbild der vereinfacht dargestellten Lithologie (Abb. 4.3 a, rechts oben). In dieser
Sequenz sind drei auffällige C-Turbidite enthalten, die deutlich in den Sedimentschichten
identifiziert werden können. Das nach Von Rad et al. (1999a) an Kern 56KA datierte Alter
[a B.P.] dieser Turbidite wird in der Abbildung 4.3 a neben der Fotografie angezeigt.
4.3 Altersdatierung
Von Rad et al. (1999a) zählten die Warven von Kern 56KA und ihre Mächtigkeit mit einem
Baumringzählgerät (Aniol, 1983) unter einem Binokular Mikroskop im Baumring Labor der
Universität Göttingen. Die Zählung erfolgte an gering vergrößerten Röntgenbildern des
Kerns.
Zusätzlich wurde mit einem OptoTech 8-bit, single CCD, color scanner (Rivas-Koslowski,
1995) eine Grauwertanalyse durchgeführt und mit den Ergebnissen der Zählung korreliert.
Neun konventionelle
14
C Datierungen und acht Accelerator Mass Spectometry (AMS) Datie-
rungen (Leibniz Labor Kiel, Dr. Grootes) wurden durchgeführt.
52
a)
4 Probenmaterial
56KA
315KA
0
20
0
F1 105 a B.P.
20
233 a B.P.
40
40
283 a B.P.
60
60
80
80
100
100
120
120
Teufe [cm]
Teufe [cm]
300 a B.P.
F2 1145 a B.P.
140
140
160
160
F3 1456 a B.P.
180
F4 1532 a B.P.
180
Lamination A/B
C-Turbidite
200
F5 s. Abb. 3.3 b)
F-Turbidite
200
Abb. 4.3 a) und b) Schematische Darstellung der Lithologien von Kern 56KA und 315KA gegen die Teufe in einem Teufenbereich zwischen 0 und 440 cm. Fotografischer Ausschnitt des Kerns 315KA (4.3 a) rechts.
Korrelierende F- und C-Turbidite > 3 mm beider Kerne mit Altern nach Von Rad et al. (1999a).
53
4 Probenmaterial
b)
56KA
315KA
200
200
F5 1757 a B.P.
220
220
240
240
260
260
280
280
300
300
320
320
F7 2806 a B.P.
340
340
360
360
380
380
400
400
420
420
440
440
Abb. 4.3 Fortsetzung.
Teufe [cm]
Teufe [cm]
F6 2475 a B.P.
54
Bis auf drei konventionelle Datierungen, wurden die
4 Probenmaterial
14
C Alter anhand der Transformations-
tabellen nach Stuiver & Braziunas (1993) für marine Sektionen in Kalenderjahre umgerechnet. 640 Jahre wurden als lokales Reservoiralter genutzt, da ein AMS Alter von 664 + 25
14
C Jahren, welches an einem nahegelegenen Kastenlotkern bestimmt wurde, einem War-
venalter von 67 Jahren vor 1993 [A.D.] entsprach und eine Datierung von 705 + 23 14C Jahren mit einem Warvenalter von 95 Jahren vor 1993 korrespondierte (Halbwertzeit = 5568 a).
Für weitere Details zur Altersdatierung des Kerns 56KA sei an dieser Stelle auf Von Rad et
al. (1999a) verwiesen.
Die Altersdatierung des Kerns 56KA wurde auf den Kern 315KA über die Korrelation der
Turbiditlagen (siehe oben) beider Kerne übertragen. Zusätzlich wurden die Warven in den
Sedimentproben des Kerns 315KA optisch gezählt.
In Bereichen ohne deutlich ausgeprägter Lamination wurde das Alter unter der Annahme
einer durchschnittlichen Ablagerungsrate von 1 mm/a geschätzt. Auf dieser Basis konnte
eine Genauigkeit der Altersdatierung für Kern 315KA von +/- 10 Jahren erreicht werden. Da
in einer Würfelprobe ein Sedimentpaket von 2 cm Mächtigkeit enthalten ist, integrieren die
gesteinsmagnetischen Messungen einer Probe im Mittel über einen Zeitraum von etwa
20 Jahren (1 cm ~ 10 Jahre). Das Alter eines Probenwürfels ergibt sich aus der Anzahl der
darüberliegenden plus der Hälfte der im Würfel enthaltenen Jahresablagerungen.
4.4 Betrachtung der Natürlichen Remanenten Magnetisierung
Eine erste Messung der Natürlichen Remanenten Magnetisierung (NRM) aller Würfelproben
ergab, dass Proben mit einem Turbiditanteil > 3 mm niedrigere Intensitäten zeigten als Proben mit einem Turbiditanteil < 3 mm beziehungsweise ohne Turbiditanteil (Abb. 4.4 a).
Turbidite sind kurzzeitige Ereignisse. Die Ablagerung eines Turbidits erfolgt demnach wesentlich rascher als die Ablagerung des übrigen Sediments. Die Intensität der Natürlichen
Remanenten Magnetisierung (MNR) einer Sedimentprobe ist unter anderem abhängig vom
Grad der Ausrichtung der remanenztragenden Partikel im Sediment. Erfolgt die Ausrichtung
der remanenztragenden Teilchen in die gleiche Richtung/verschiedene Richtungen, so wird
die MNR der Würfelprobe hoch/niedrig sein (Kap. 3). Im Idealfall richten sich alle remanenztragenden Partikel in Richtung des sie umgebenden Erdmagnetfeldes aus.
Eine turbiditische Ablagerung kann einen negativen Einfluss auf die Ordnung der magnetischen Partikel und damit auf die Intensität der Natürlichen Remanenten Magnetisierung und
daher wiederum auf die Bestimmung der relativen Paläointensität haben.
55
4 Probenmaterial
MNR [mA/m]
a)
30
60
90 120 150
0
MNR [mA/m]
1000 2000 3000 4000
30
0
0
30
30
300
60
60
600
90
90
900
120
120
1200
150
150
1500
180
180
1800
210
210
240
240
2400
270
270
2700
300
300
3000
330
330
3300
360
360
3600
390
390
3900
420
420
4200
b)
60
90
120
150
Alter [a B.P.]
0
Teufe [cm]
Teufe [cm]
0
Alter [a B.P.]
2100
c)
Lamination A/B
C-Turbidite
F-Turbidite
Abb. 4.4 Die Intensität der Natürlichen Remanenten Magnetisierung (MNR) aller Proben aufgetragen gegen a) die
Teufe und c) das Alter. Im Hintergrund von a) ist die Lithologie von Kern 315KA dargestellt. In a) sind
Proben, welche Turbidite > 3 mm enthalten, als schwarze Punkte, Proben ohne/mit geringmächtigeren
Turbiditen als Kreise dargestellt. In der Regel zeigen Proben mit Turbiditen > 3 mm niedrigere MNR
Werte. In b) wurde das Alter gegen die Teufe aufgetragen. Die kontinuierliche Schichtung ermöglichte
die Übertragung eines durchgehenden Altersmodells auf alle Proben. In c) sind Proben mit Turbiditen
> 3 mm entfernt.
56
4 Probenmaterial
Als Folge einer spontanen Ablagerung sind die magnetischen Teilchen in der Möglichkeit,
sich mit ihrer Magnetisierung in Richtung des Erdmagnetfeldes auszurichten beschränkt, weil
sie sofort durch rasch nachfolgendes Material fixiert werden. Sie liegen mit ihren magnetischen Achsen ungeordnet durcheinander. Liegen die Achsen genau entgegengesetzt, heben
sich die Magnetisierungen zweier magnetischer Partikel im Extremfall gegenseitig auf.
Daraus resultiert eine niedrigere Intensität der NRM einer Probe mit einem Turbidit im Vergleich zu einer Probe mit einem hohen Ordnungsgrad der magnetischen Teilchen, in der die
Achsen alle gleichmäßig ausgerichtet sind.
Auf Grund dieser sichtbaren (Abb. 4.4 a) Effekte von Turbiditablagerungen wurden diese im
Folgenden aus der Betrachtung herausgenommen.
Die kontinuierliche Schichtung ermöglichte die Übertragung eines durchgehenden Altersmodells auf alle Proben (4.4 b).
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
57
5. Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
Die paläo- und gesteinsmagnetischen Eigenschaften der einzelnen Proben des Sedimentkerns 315KA wurden mit Hilfe der in Kapitel 3.3 beschriebenen magnetischen Messverfahren
bestimmt und im weiteren eingehend diskutiert. Zunächst werden die Messgeräte, mit denen
die Messungen durchgeführt wurden, im folgenden Kapitel benannt, sowie Besonderheiten
der Messverfahren kurz erläutert.
5.1 Natürliche Remanente Magnetisierung NRM
Messgeräte
Intensität und Richtung der natürlichen Remanenz der Proben des Kerns 315KA wurden mit
einem KRYOGENMAGNETOMETER MODEL 760-R SRM der Firma 2G ENTERPRISES am NLFB in
Grubenhagen ermittelt. Die schrittweise Entmagnetisierung der einzelnen Proben in den drei
Raumrichtungen x, y, z zur anschließenden Bestimmung der Charakteristischen Remanenten Magnetisierung (ChRM) erfolgte in einer WECHSELFELDMAGNETISIERUNGSANLAGE MI AFD
1.1 der Firma MAGNON INTERNATIONAL in Schritten von 5, 10, 15, 20, 30, 40, 50, 60, 80 sowie
100 mT.
Betrachtung der Messergebnisse
Die Intensitätswerte der Natürlichen Remanenten Magnetisierung MNR, weisen generell für
hemipelagische Sedimente ungewöhnlich hohe Werte auf. Das Minimum aller Probenwerte
liegt bei 37 mA/m, das Maximum bei 141.3 mA/m mit einem Mittelwert von 87.8 mA/m (Standardabweichung 25 mA/m) (Abb. 5.1). Im Allgemeinen liegen die Werte für eine Sedimentationsremanenz bei < 10 mA/m (Dunlop & Özdemir, 1998). Diese niedrigen Intensitäten
sind unter anderem darauf zurückzuführen, dass sich dichte oxidische Körner, wie Eisenoxide, schlechter transportieren lassen als silikatische Körner gleicher Größe und geringerer
Dichte. Somit ist nur ein geringer Anteil magnetischer Minerale in Sedimenten vorhanden.
Eine weitere Ursache besteht darin, dass eine Sedimentationsremanenz nur die teilweise
Einregelung des ursprünglichen Feldvektors der Natürlichen Remanenten Magnetisierung
repräsentiert (Dunlop & Özdemir, 1998) (Kap. 3.2.2).
58
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
MN R [mA/m]
30 60 90 120 150
0
300
600
900
MN R [mA/m]
0
1500
1800
2100
2400
2700
30
20
10
0
3000
n
130
Minimum
37 mA/m
Maximum 141.3 mA/m
Mittelwert
87.8 mA/m
Standardabweichung 25 mA/m
3300
3600
a)
30 60 90 120 150 180
40
Relative Häufigkeit [%]
Alter [a B.P.]
1200
b)
Abb. 5.1 Sedimentationsremanenz der Proben von Kern 315KA. a) MNR gegen das Alter aufgetragen. b) MNR in
einem Histogramm dargestellt. In der Häufigkeitsverteilung fallen zwei Maxima zwischen 80 und 100
mA/m sowie zwischen 120 und 140 mA/m auf. In der Kurve sind diese Maxima zwischen etwa 900 und
1900 a B.P. sowie zwischen etwa 2400 und 3600 a B.P. zu erkennen. Tendenziell nimmt die Intensität
zum Älteren hin zu.
Vergleichbare NRM Intensitäten für äolisch abgelagerte Sedimente im Arabischen Meer gemessen an Proben vom Owen Rücken (Leg 117) liegen maximal bei 1.2 mA/m (Bloemendal
et al., 1993). Die auffallend hohen Werte der Sedimentproben sprechen daher für eine be-
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
59
sonders gut definierte Ausrichtung des Feldvektors der Magnetisierung, d.h. einen hohen
Ordnungsgrad der magnetischen Körner. Anzunehmen ist deshalb, dass die Sedimentation
in einem für marine Verhältnisse ungewöhnlich ruhigen Milieu erfolgte, das eine ungestörte
Ablagerung und Einregelung der magnetischen Partikel parallel zum Erdmagnetfeld ermöglichte. Durch fehlende Bioturbation unterblieb auch zu einem späteren Zeitpunkt eine
Durchmischung und eventuelle Störung dieser primären Ausrichtung.
Abbildung 5.1 zeigt, dass die Kurve der MNR Werte zum Älteren hin ansteigt. Zwei größere
Zeitabschnitte mit höheren Werten und steigenden Tendenzen können unterschieden werden. Der jüngere dieser Abschnitte liegt etwa zwischen 900 und 1900 a B.P.. Die Intensitäten
erreichen hier Werte um 90 mA/m. Der zweite Abschnitt reicht von etwa 2400 a B.P. bis
3600 a B.P.. Hier liegen die häufigsten Werte zwischen 120 und 140 mA/m.
Alle Proben zeigen ein nahezu einheitliches Entmagnetisierungsverhalten. Bei einem Abmagnetisierungsschritt von 40 mT ist die Intensität der NRM (MNR) immer noch größer als
50% des Ausgangswertes (Abb. 5.2).
Feldstärke [mT]
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
1
0.9
MNR / MNRmax
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
MDFNRM
Probe 41 cm
Probe 136 cm
Probe 53 cm
Probe 288 cm
Abb. 5.2 Exemplarische Darstellung der auf den Anfangswert normierten Intensität der NRM von vier Proben
während der Wechselfeldentmagnetisierung. MNR normiert gegen die Feldstärke aufgetragen. Das
MDFNRM der Proben liegt zwischen 40 und 50 mT und spiegelt die hohe Stabilität der Remanenz wider.
Die Magnetisierung besitzt also eine hohe Stabilität, wie sie für SD-Teilchen charakteristisch
ist, und die Entmagnetisierungskurven entsprechen der typischen Entmagnetisierungskurve
eines SD-Teilchens (Abb. 5.3) (Dunlop & Özdemir, 1998).
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
Remanente Magnetisierung
(normiert)
60
MIR, MAR
oder MRS
single-domain
multidomain
Wechselfeld, H
Abb. 5.3 Typische Entmagnetisierungskurven für SD- sowie MD-Teilchen. Die Kurve für MD-Teilchen fällt bereits
bei kleinem Feld steil ab, während die für SD-Teilchen zu Beginn kaum sinkt und erst bei höheren Feldern abfällt (modifiziert nach Dunlop & Özdemir, 1998).
Leichte viskose Überprägungen der NRM lassen sich bei sämtlichen Proben bereits bei 5 mT
Maximalamplitude im Wechselfeld entfernen, sind also niederkoerzitiv (Kap. 3.3.3). Bei höheren Feldstärken nimmt die Intensität der Remanenz kontinuierlich ab, während die Richtung stabil bleibt (Abb. 5.4 a – c). Die Proben sind demnach frei von weiteren Überprägungen der Remanenz.
Durch die hohe Sedimentationsrate vor Makran kann davon ausgegangen werden, dass dort
die Lock-in Tiefe im Extremfall max. 10 cm beträgt, jedoch vermutlich schon nach 1 cm erreicht ist. Da die Korngröße fein- bis feinstkörnig ist (Lückge et al., 2002), ist die Bildung von
großen Porenräumen unwahrscheinlich, so dass die erworbene NRM einen nahezu einheitlichen Zeitraum widerspiegelt.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
61
a) Probe 41 cm
Nord
0°
Oben, Nord
1
0
Ost, Ost
(N vs. Ost)
1
270°
90°
2
(Z vs. Ost)
3
0
1
2
3
[x 10 mA/m]
Horizontalebene
Vertikalebene
180°
Süd
positive Inklination
negative Inklination (hier nicht vorhanden)
4
b) Probe 53 cm
1
Nord
0°
Oben, Nord
0
Ost, Ost
(N vs. Ost)
270°
1
90°
2
(Z vs. Ost)
3
0
1
2
3
[x 10 mA/m]
Horizontalebene
Vertikalebene
4
180°
Süd
positive Inklination
negative Inklination (hier nicht vorhanden)
Abb. 5.4 a) bis d). Exemplarische Darstellung des Entmagnetisierungsverhaltens von vier Proben. Die Magnetisierungsvektoren der Sedimentproben laufen auf einer Geraden auf den Ursprung zu. Es ist also nur eine
stabile Remanenzrichtung vorhanden (Kap. 3.3.3). Die Winkel der Inklination der einzelnen Proben bewegen sich in einem geringen Wertebereich und entsprechen den in der Region üblichen Inklinationsdaten.
62
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
c) Probe 136 cm
Nord
0°
Oben, Nord
0
Ost, Ost
1
270°
2
90°
(N vs. Ost)
3
4
5
180°
Süd
positive Inklination
negative Inklination (hier nicht vorhanden)
(Z vs. Ost)
6
2 3 4 5
[x 10 mA/m]
Horizontalebene
Vertikalebene
0
1
6
7
d) Probe 288 cm
2
Nord
0°
Oben, Nord
1
0
Ost, Ost
1
2
(N vs. Ost)
270°
90°
3
4
5
(Z vs. Ost)
6
7
0 1 2 3 4 5 6 7
[x 10 mA/m]
Horizontalebene
Vertikalebene
8 9
180°
Süd
positive Inklination
negative Inklination (hier nicht vorhanden)
Abb. 5.4 Fortsetzung
Deklination und Inklination der Charakteristischen Remanenten Magnetisierung der einzelnen Proben wurden mittels der Principal Component Analysis (Kirschvink, 1980) berechnet.
Tan I kann über die Formel:
tan I = 2 tan β
(β = geographische Breite)
mit β = 24.5° für die Region um Makran ermittelt werden und ergibt einen Wert von 42.35°.
Die Inklinationen der Sedimentproben liegen zwar im Mittel um 30°, entsprechen aber den-
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
63
noch denen für einen geozentrischen axialen Dipol an dieser Lokation zu erwartenden Werten, wenn berücksichtigt wird, dass auf Grund eines Kompaktionseffektes eine leichte Abflachung des Inklinationswinkels üblich ist (Abb 5.4a – d/Abb. 5.5). Abbildung 5.5 a und b zeigen Inklination und Deklination in allgemein üblicher Darstellungsweise, das heißt in geringerer Auflösung. Der Kern 315KA wurde ohne azimutale Orientierung gezogen, daher
wurden die Deklinationswerte um -107° rotiert, so dass ihr Mittelwert 0° beträgt.
ChRM
Inklination [°]
-90
0
Deklination [°]
90 -90
0
90 180 270 10
Inklination [°]
Deklination [°]
20 30 40 50 -20
0
20
0
300
600
900
Alter [a B.P.]
1200
1500
1800
2100
2400
2700
3000
3300
3600
a
b
c
d
Abb. 5.5 Darstellung der Charakteristisichen Remanenten Magnetisierung ChRM des Kerns 315KA gegen das
Alter. a und c zeigen die Inklination [°], b und d die Deklination [°]. Die Deklinationswerte wurden um
-107° rotiert. Die grau und weiß hinterlegten Flächen repräsentieren einzelne Kernsegmente.
40
64
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
Eine höhere Auflösung (Abb. 5 c, d) verdeutlicht stärkere Variationen. Die grau bzw. weiß
hinterlegten Flächen repräsentieren verschiedene Kernsegmente. In Abbildung 5 c, d wird
deutlich, das die Kurven im Bereich des Kernsegments von etwa 1100 a B.P. bis 1900 a B.P.
stärker variieren. Die Mittelwerte der Inklination des obersten und der beiden unteren Kernsegmente liegen bei jeweils 31.7°, 29.0° und 29.6°, während der Mittelwert des Kernsegments zwischen etwa 1100 a B.P. bis 1900 a B.P. mit 40.2° um ca. 33% abweicht. Es ist
zu vermuten, dass in diesem Segment ein Ereignis während der Beprobung zu einer leichten
Beeinflussung der Ausrichtung der magnetischen Partikel geführt hat. In der weiteren Diskussion (Kap. 6.2.2) wird dieser Umstand berücksichtigt.
Weiterhin fällt auf, dass zwischen etwa 50 und 300 a B.P., also kurz unter dem oberen Ende
des ersten Kernstücks, die Werte für Inklination und Deklination von den Durchschnittswerten der Kurve abweichen. Dies ist eine häufig zu beobachtende Beeinflussung der Remanenzrichtungen der oberen Kernpartien durch das technische Gewinnungsverfahren beim
Eindringen des Bohrgeräts.
5.2 Anhysteretische Remanente Magnetisierung ARM
Messgeräte
Der Erwerb der ARM in einem Wechselfeld von 100 mT erfolgte in der axialen Spule eines
KRYOGENMAGNETOMETERS MODEL 755R der Firma 2G ENTERPRISES. Die ARM wurde in einem 0.04 mT Gleichfeld erzeugt, dem ein Wechselfeld mit einer Maximalamplitude überlagert war. Die Wechselfeldentmagnetisierung erfolgte intern im genannten KRYOGENMAGNETOMETER
in Schritten von 5, 10, 15, 20, 25, 30, 40, 50, 60, 70, 80, 90, 95, 100, 125
und 150 mT. Alle drei Raumrichtungen wurden dabei entmagnetisiert.
Betrachtung der Messergebnisse
Die Entmagnetisierung einer zuvor aufgeprägten ARM (AF = 300 mT, DF = 40 µT) aller Proben des Kerns 315KA zeigt nur geringe Abweichungen. Das MDFARM variiert für alle Proben
zwischen 40 und 50 mT. Ebenso wie das Median Destructive Field der NRM (MDFNRM) sind
diese Werte Ausdruck einer hohen Stabilität der Magnetisierung und weisen daher auf die
Existenz kleiner SD-Teilchen hin (Kap. 3.3.3).
Um viskose Überprägungen auszuschließen, wurden für MNR Werte nach einer Entmagnetisierung von 10 mT verwendet (MNR (10 mT)). Das gleiche gilt für MAR (10 mT).
Die Intensität der ARM des Sedimentkerns 315KA sind bei einem Entmagnetisierungsschritt
von 10 mT nur doppelt so hoch wie die entsprechenden Werte der NRM (Abb. 5.6 a).
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
MN R (10 mT )
65
MA R (10 mT )
[mA/m]
30 60 90 120 150 180 210 240 270
0
300
600
900
MAR (10 mT ) [mA/m]
120
1500
1800
2100
2400
2700
200
240
280
30
25
20
15
10
5
0
3000
n
117
Minimum
121.6 mA/m
Maximum 267.0 mA/m
Mittelwert 210.2 mA/m
Standardabweichung 31.0 mA/m
3300
3600
a)
160
35
Relative Häufigkeit [%]
Alter [a B.P.]
1200
b)
Abb. 5.6 a) zeigt MAR (10 mT) und MNR (10 mT) bei einem Entmagnetisierungsschritt von 10 mT gegen das Alter aufgetragen. MAR (10 mT) ist etwa doppelt so groß wie MNR (10 mT). Die Kurvenvariationen verlaufen auffallend
gleichförmig. b) zeigt MAR (10 mT) in einem Histogramm dargestellt, sowie Minimum, Maximum und Mittelwert.
Das Minimum der Gesamtwerte beträgt 121.6 mA/m, das Maximum 267.0 mA/m und der
Mittelwert 210.2 mA/m (Standardabweichung 31.0 mA/m) (Abb. 5.6 b).
Die Variationen in den Intensitätskurven von ARM und NRM bei einem Entmagnetisierungsschritt von 10 mT gegen das Alter korrelieren positiv mit einem Koeffizienten von r = 0.824.
Auch die Werte für MAR (10 mT) nehmen mit dem Alter der Proben zu. Die Intensität der künst-
66
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
lich erzeugten Remanenz zeigt also ein ähnliches Ergebnis wie die NRM. MAR (10 mT) gegen
MNR (10 mT) aufgetragen zeigt einen positiven Trend. Die Regressionsgerade besitzt eine Steigung von 0.59 (Abb. 5.7).
MAR (10 mT) [mA/m]
100 150 200 250 300
MNR (10 mT) [mA/m]
160
140
120
100
80
60
40
Abb. 5.7 MAR (10 mT) gegen MNR (10 mT) aufgetragen zeigt einen positiven Trend der Werte.
Aus den gut korrelierenden Kurven sowie dem Trend beim Auftragen von MAR (10 mT) gegen
MNR (10 mT) ist zu ersehen, dass die Sedimentproben eine im Labor rezent aufgeprägte ARM in
derselben Form annehmen wie die NRM. Die Anordnung der remanenztragenden Minerale
ist also über die Jahre hinweg ungestört erhalten geblieben und die Teilchen besitzen immer
noch denselben hohen Ordnungsgrad. Die gemessenen MNR Daten spiegeln demnach mit
sehr hoher Wahrscheinlichkeit insbesondere die Intensität des sie erzeugenden Erdmagnetfeldes wider.
5.2.1 Anisotropie der Anhysteretischen Remanenten Magnetisierung
Messgeräte
Zur Bestimmung der Anisotropie der ARM wurde den Einzelproben nacheinander in einer
anderen Raumrichtung eine ARM aufgeprägt. Dazu wurde eine Wechselfeldentmagnetisierungsanlage MI AFD 1.1 (mit ARM-Erzeugungsspule) der Firma MAGNON INTERNATIONAL unter Verwendung eines Gleichfeldes von 0.075 mT und eines Wechselfeldes von 150 mT eingesetzt. Anschließend wurde die Intensität der Anhysteretischen Remanenten Magnetisierung in allen drei Richtungen mit einem 2G Kryogenmagnetometer gemessen.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
67
Betrachtung der Messergebnisse
Das sukzessive Aufprägen einer ARM in den drei Achsen x, y und z einer jeden Probe ergibt,
dass die Intensitäten der ARM in der vertikalen z-Richtung geringer sind als in den horizontalen x- und y-Richtungen. Messungen der ARM Intensitäten der Proben in x- und y-Richtung
sind Messungen, die parallel der Schichtung durchgeführt wurden, während die Intensität der
ARM in z-Richtung senkrecht zur Schichtung gemessen wurde. Mit zunehmendem Alter
nimmt die Differenz der Intensitätswerte in z-Richtung auf der einen und in x- und y-Richtung
auf der anderen Seite zu (Abb. 5.8).
Insgesamt belegen die Messergebnisse eine Anisotropie im Sediment. Diese Anisotropie ist
auf natürliche Mechanismen bei der Sedimentation zurückzuführen. Ein natürliches ferrimagnetisches Teilchen ist in der Regel nicht ideal rund, sondern besitzt die Form eines Ellipsoids mit einer längeren, einer mittleren und einer kürzeren Achse. Die längere Achse eines magnetischen Partikels ist die Achse mit der höchsten Magnetisierbarkeit (Kap. 3.3). Mit
dieser Achse richtet sich das Korn bevorzugt parallel zum umgebenden Erdmagnetfeld aus.
Die Auflast nachfolgender Sedimentkörner und die dadurch erzeugte Kompaktion führt jedoch zu einer flacheren Ausrichtung der längsten Achse der Mineralkörner gegenüber der
Sedimentationsebene, also zur Horizontalen (Abb. 3.3). Die höheren ARM Intensitätswerte in
x- und y-Richtung zeigen, dass die Längsachsen der Partikel, also die Achsen der höchsten
Magnetisierbarkeit, innerhalb der Schichtebene lagern. Der zunehmende Kompaktionseffekt
zur Kernbasis hin, in dessen Verlauf sich die Achsen weiter in die Horizontale neigen, drückt
sich in der Abnahme der Intensität in z-Richtung relativ zu den Intensitäten in x- und y-Richtung aus (Abb. 5.8).
68
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
MAR [mA/m]
200
0
300
250
300
350
400
450
x-ARM
y-ARM
z-ARM
600
900
1200
Alter [a B.P.]
1500
1800
2100
2400
2700
3000
3300
3600
Abb. 5.8 MAR in x, y, z Richtung über ein gleitendes Mittel von 3 Messpunkten berechnet und gegen das Alter
aufgetragen.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
69
Da die Anisotropie über die Länge des Kerns im Wesentlichen gleichmäßig verläuft, wird sie
bei den weiteren Betrachtungen vernachlässigt. Für die Normierung der NRM zur Ermittlung
der relativen Paläointensität des Erdmagnetfeldes wird im Folgenden die ARM in z-Richtung
verwendet.
5.3 Isothermale Remanente Magnetisierung IRM
Messgeräte
Die Erzeugung der Gleichfelder für die Aufprägung einer IRM wurden bis 300 mT in den
Schritten 5, 10, 15, 20, 25, 30, 40, 50, 60, 70, 80, 90, 95, 100, 105, 150, 200, 300 mT mit
einem internen Pulsmagnetisierer eines KRYOGENMAGNETOMETERS MODEL 755R der Firma
2G ENTERPRISES durchgeführt. Von 300 mT bis 2500 mT wurde für die Schritte 500, 1000,
1500 und 2500 mT ein externer Pulsmagnetisierer für die Erzeugung der Gleichfelder verwendet. Der Wert für SIRM bezieht sich jeweils auf die IRM bei 2500 mT.
Die Backfield Messungen der gesättigten Proben in Gegenfeldern von 300 mT erfolgten ebenfalls über das Kryogenmagnetometer.
Die Wechselfeldentmagnetisierung der IRM wurde in Schritten von 5, 10, 15, 20, 25, 30, 40,
50, 60, 70, 80, 90, 95, 10, 125 und 150 mT durchgeführt. Hierbei wurden jeweils alle drei
Raumrichtungen entmagnetisiert.
Betrachtung der Messergebnisse
Die Erwerbskurven der Isothermalen Remanenten Magnetisierung des Kerns 315KA zeigen,
dass die Proben bereits bei 300 mT zu 95% gesättigt sind und somit der Großteil der Remanenz von Magnetit beziehungsweise Titanomagnetit getragen wird (Kap. 3.3.4). Weniger als
5% der Sättigungsremanenz entfallen auf eine zweite höherkoerzitive Phase, wie Hämatit,
Goethit oder auch Pyrrhotit. Hierbei ist zu beachten, dass der Anteil eines remanenztragenden Minerals an der Gesamtremanenz nicht gleichzusetzen ist mit dem Gesamtvorkommen
des Minerals im Sediment. Die Sättigungsremanenz von Hämatit beträgt nur 1 kA/m, während Magnetit eine Sättigungsremanenz von 50 kA/m aufweist (Thompson & Oldfield, 1986).
Demnach ist die 50 fache Menge Hämatit gegenüber Magnetit notwendig, um eine remanente Magnetisierung gleicher Intensität zu erhalten. Abbildung 5.9 zeigt exemplarisch die
IRM Erwerbskurven von neun Proben des Kerns.
70
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
1
0.9
0.8
MIR / MSIR
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
0 300
900
1800
2700
Feldstärke [mT]
Abb. 5.9 Normierte Erwerbskurven der Isothermalen Remanenten Magnetisierung der Proben 31, 33, 50, 107,
266, 309, 355, 391, 430 und 438 cm. Diese sind typisch für alle Proben des Kerns 315KA. Mit einem
Feld von 300 mT sind die Proben zu 95 % gesättigt.
Nach Aufprägung der SIRM wurden die Proben einem Gegenfeld von 300 mT ausgesetzt.
Die geringe Feldstärke (300 mT) des Gegenfeldes bewirkt, dass im wesentlichen nur die
(Titano-) Magnetit Partikel (Koerzitivität < 300 mT) in den Proben ummagnetisiert werden.
Hieraus wurden die Parameter MHIR und S-0.3T abgeleitet (Kap. 3.3.4). Die Intensität der Harten Isothermalen Remanenten Magnetisierung MHIR zeigt die Konzentration von hochkoerzitiven antiferromagnetischen Mineralen, wie Hämatit, im Sediment an. S-0.3T erlaubt eine
Betrachtung der relativen Änderungen des Verhältnisses von hoch- zu niederkoerzitiven Mineralen im Sediment.
Die Werte für MHIR steigen von 8.6 mA/m bis 135.5 mA/m an (Mittelwert 64.0 mA/m; Standardabweichung 29.3 mA/m) (Abb. 5.10). Vor etwa 1700 a B.P. ist eine leichte Abnahme der
Werte zu beobachten. Älter als 1700 a B.P. bis vor etwa 2200 a B.P. bleiben die Werte im
Mittel sehr niedrig und steigen vor circa 3100 a B.P. erneut.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
MHIR [mA/m]
0
50
100
S-0.3T
150
0
0.93 0.95 0.97 0.99
0
300
300
600
600
900
900
1200
1200
1500
1500
1800
1800
2100
2100
2400
2400
2700
2700
3000
3000
3300
3300
3600
3600
MHIR
n
105
Minimum
8.6 mA/m
Maximum
135.5 mA/m
Mittelwert
64.0 mA/m
Standardabweichung 29.3 mA/m
Alter [a B.P.]
Alter [a B.P.]
71
S-0.3T
n
120
Minimum
0.938
Maximum
0.969
Mittelwert
0.957
Standardabweichung 0.006
Abb. 5.10 MHIR und S-0.3T gegen das Alter aufgetragen. Die grauen Kreise kennzeichnen negative Korrelationen.
72
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
S-0.3T variiert zwischen 0.938 und 0.969 mit einem Mittelwert von 0.957 (Standardabweichung
0.006). Die Kurve verläuft verglichen mit der von MHIR relativ konstant.
In der Kurve von MHIR lassen sich Bereiche mit höheren (zum Beispiel vor etwa 200 a B.P.
bis 500 a B.P. oder vor etwa 3200 a B.P. bis 3600 a B.P.) von solchen mit niedrigeren Anteilen hochkoerzitiver Minerale (zum Beispiel vor etwa 2100 a B.P. bis 2200 a B.P. oder
2900 a B.P. bis 3100 a B.P.) unterscheiden. Dagegen verläuft die Kurve für S-0.3T eher
gleichförmig.
Variieren die Werte für hochkoerzitive Minerale im Sediment, während das Verhältnis hochzu niederkoerzitiven Mineralen gleich bleibt, bedeutet dies, dass eine Erhöhung der hochkoerzitiven Mineralanteile mit einer Erhöhung der niederkoerzitiven Mineralanteile ((Titano-)
Magnetit) einhergeht.
Diese Minima der Kurve für S-0.3T korrelieren mit den Kurvenwerten entsprechenden Alters in
der MHIR Kurve negativ. In Abbildung 5.10 sind die Korrelationen mit einem grauen Kreis gekennzeichnet. Hier scheint es kurzzeitig zu Anstiegen in der Konzentration der hochkoerzitiven Phase zu kommen, die unabhängig von der niederkoerzitiven Phase ist, welche nicht
zunimmt.
Diese Lagen können jedoch maximal eine Mächtigkeit von 1 cm besitzen. Da Hämatit zum
magnetischen Signal, wie bereits erwähnt, vergleichsweise wenig (5 %) beiträgt, sind sie in
der Gesamtbetrachtung vernachlässigbar.
MIR (10 mT) (bei einem Entmagnetisierungsschritt von 10 mT, siehe ARM) schwankt zwischen
1438 mA/m und 2890 mA/m um einen Mittelwert von 2323 mA/m (Standardabweichung
261 mA/m). MIR (10 mT) und MNR (10 mT) zeigen einen ähnlichen Kurvenverlauf (Abb. 5.11 a, b).
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
MNR (10 m T) [mA/m]
MIR (10 mT ) [mA/m]
30 60 90 120 150 1000
2000
3000
0
300
600
600
900
900
1200
1200
1500
1500
1800
1800
2100
2100
2400
2400
2700
2700
3000
3000
3300
3300
3600
3600
a)
MIR (10 m T ) [mA/m]
Alter [a B.P.]
300
Relative Häufigkeit [%]
0
Alter [a B.P.]
73
1200 1600 2000 2400 2800 3200
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
n
117
Minimum
1438 mA/m
Maximum
2890 mA/m
Mittelwert
2323 mA/m
Standardabweichung 261 mA/m
b)
Abb. 5.11 a) MNR (10 mT) sowie MIR (10 mT) jeweils gegen das Alter aufgetragen. Der Verlauf beider Kurven ist ähnlich. b) Minimum, Maximum und Mittelwert von MIR (10 mT), sowie die Häufigkeitsverteilung der Werte.
Ein Vergleich von MDFARM und MDFIRM gegen das Alter aufgetragen zeigt, dass das Median
Destructive Field der IRM durchgehend kleiner ist als das der ARM (Abb. 5.12 a). Nach Lowrie & Fuller (1971) ist daher von (Titano-) Magnetiten im SD bzw. PSD-Bereich auszugehen
(Kap. 3.3.4).
Abbildung 5.12 b zeigt das Verhältnis von MAR/MSIR gegen das Alter. Der korngrößensensitive Parameter zeigt, dass der Anteil feiner magnetischer Partikel am Gesamtkorngrößenspektrum zum Älteren hin zunimmt (Kap. 3.3.4). Da ARM und IRM nur remanenztragende
74
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
Partikel ansprechen, kann über das Vorhandensein von SP-Teilchen zunächst keine Aussage getroffen werden.
MDF [mT]
25
35
MAR /MSIR
45
55
0.06 0.07 0.08 0.09
0
300
300
600
600
900
900
1200
1200
1500
1500
1800
1800
2100
2100
2400
2400
2700
2700
3000
3000
3300
3300
3600
3600
n
Minimum
Maximum
Mittelwert
ARM
IRM
a)
Alter [a B.P.]
Alter [a B.P.]
0
117
0.067
0.089
0.078
b)
Abb. 5.12 a) MDFARM und MDFIRM aufgetragen gegen das Alter. Die MDFARM Werte sind durchgängig höher als
die MDFIRM Werte. b) Verhältnis von MAR/MSIR gegen das Alter aufgetragen sowie Minimum, Maximum, Mittelwert und Standardabweichung.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
75
5.4 Magnetische Suszeptibilität κ
Messgeräte
Die magnetische Volumensuszeptibilität wurde mit einem BARTINGTON SUSCEPTIBILITY METER
M.S.2. bestimmt. Die Messungen erfolgen in einem elektrischen Schwingkreis, welcher
eine Spule als Sensor beinhaltet, die ein schwaches magnetisches Wechselfeld von etwa
80 mA/m erzeugt. Wird eine Probe in den Schwingkreis gebracht, verändert sich dessen
Impedanz. Diese Veränderung führt zu einer Verschiebung der Resonanzfrequenz (Thompson & Oldfield, 1986). Die Frequenzänderung ist dabei proportional zur magnetischen Suszeptibilität. Für jede Probe wurden drei Messwerte ermittelt, wobei vor und zwischen den
Probenmessungen (PM(1-3)) jeweils Leermessungen (LM(1-4)) durchgeführt wurden. Die
Messergebnisse der Proben, ebenso wie die der Leermessungen vor und nach einer Probenmessung durften maximal um einen Wert von 0.1 Skalenteilen voneinander abweichen.
Durch diese Methode wurde eine mögliche Gerätedrift berücksichtigt. Die Werte für das Ergebnis wurde dann wie folgt ermittelt:
κ [Skt] = [PM1 – (LM1 + LM2) / 2) + (PM2 – (LM2 + LM3)/2) + (PM3 – (LM3 + LM4)/2)] / 3
Betrachtung der Messergebnisse
Die Suszeptibilitätswerte der Sedimentproben von Kern 315KA liegen in einem Bereich zwischen 90 und 143 x 10-6 SI mit einem Mittelwert von 116 x 10-6 SI (Standardabweichung 10.2
x 10-6 SI) (Abb. 5.13). Wie im Fall der Intensitäten der verschiedenen Remanenztypen kann
auch für die Suszeptibilität ein tendenzieller Anstieg der Werte zum Älteren hin beobachtet
werden.
Da in den Werten der Suszeptibilität neben der remanenztragenden Partikel, wie im Fall der
synthetischen Remanenzen, auch die nicht ferrimagnetischen Anteile, wie Karbonat oder
Silikat, beitragen, unterscheidet sich der Verlauf der Messkurve κ vom Kurvenverlauf für
MNR (10 mT) teilweise. (Abb. 5.13). Erhöht sich beispielsweise der Karbonat- oder Silikatanteil
der Sedimentmatrix, wobei Karbonat und Silikat negative Suszeptibilitäten besitzen
(Kap. 3.5), nimmt der Gesamtwert für die Suszeptibilität ab. Diese Einflüsse werden in Kapitel 6.3 genauer betrachtet und mit Blick auf Klima und Sedimentzufuhr interpretiert.
76
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
-6
κ [10 SI]
MNR (1 0 m T) [mA/m]
30
60 90 120 150
90
110
130
0
300
600
600
900
900
1200
1200
1500
1500
1800
1800
2100
2100
κ [10-6 SI]
80
2400
2400
2700
100
120
140
160
40
Relative Häufigkeit [%]
300
Alter [a B.P.]
Alter [a B.P.]
0
150
2700
30
20
10
0
3000
3000
3300
3300
3600
3600
a)
n
127
Minimum
90 x 10-6 SI
Maximum 143 x 10-6 SI
Mittelwert 116 x 10-6 SI
Standardabweichung 10.2 x 10-6 SI
b)
Abb. 5.13 a) Natürliche Remanente Magnetisierung MNR (10 mT) (entmagnetisiert bei 10 mT) und Volumensuszeptibilität κ aufgetragen gegen die Teufe, sowie b) Minimum, Maximum, Mittelwert und Standardabweichung der Suszeptibilität mit zugehöriger Häufigkeitsverteilung.
5.4.1 Frequenzabhängige Suszeptibilität κfd
Die prozentualen Werte für die frequenzabhängige Suszeptibilität (Kap. 3.3.2) als Maß für
den Anteil superparamagnetischer Partikel variieren zwischen 0.3 und 4.3 % mit einem Mittelwert von 2.1 % (Abb. 5.14). Thompson & Oldfield (1986) geben für natürliche Proben eine
Variationsbreite zwischen 0 und 24 % als prozentuale frequenzabhängige Suszeptibilität an.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
77
Die hier gefundenen Werte deuten demnach auf einen geringen Beitrag superparamagnetischer Teilchen am gesamten Korngrößenspektrum hin.
Relative Häufigkeit [%]
25
n
126
Minimum
0.3 %
Maximum
4.3 %
Mittelwert
2.1 %
Standardabweichung 0.9 %
20
15
10
5
0
0
1
2
3
κfd [%]
4
5
Abb. 5.14 Minimum, Maximum, Mittelwert und Standardabweichung der frequenzabhängigen Suszeptibilität κfd
mit zugehöriger Häufigkeitsverteilung.
5.5 Hystereseparameter
Messgerät / Präparation der Proben
An 34 ausgewählten Proben des Kerns 315KA, verteilt über die gesamte Kernlänge, wurden
Messungen der magnetischen Hysterese durchgeführt. Gemessen wurde mit einem MICROMAG
2900 ALTERNATING GRADIENT FORCE MAGNETOMETER (AGFM) von PRINCETON MEASU-
REMENTS
CORPORATION. In der Beschreibung des Gerätes wird eine Messgenauigkeit von
2 % für Messungen der magnetischen Momente der Proben mit Bezug auf die Kalibrierung
mit einer Nickel Standardprobe angegeben sowie eine Toleranz von 2 % für das magnetische Gleichfeld.
Jeder Würfelprobe wurden etwa 20 bis 25 mg Sediment entnommen und dieses in einen
etwa 3 mm langen, zylindrischen Probenbehälter (∅ 2.5 mm) aus Kunststoff gebracht. Das
Leergewicht (mTara) des Behälters war bekannt, so dass die diamagnetischen Anteile des
Behälters bei der Auswertung der Messungen berücksichtigt werden konnten. In einem Exikator wurden die Sedimentproben getrocknet und danach das Trockengewicht (mTrocken) des
Sediments ermittelt. Mit Hilfe eines Klebers wurde das Sediment fixiert. Zuletzt wurde das
Gesamtgewicht (mGesamt) erfasst. Die Änderungen des magnetischen Momentes, welche als
Funktion des magnetisierenden Feldes aufgezeichnet wurden, ließen sich so in eine mas-
78
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
senspezifische Magnetisierung umrechnen. Die einzelnen Sedimentproben konnten somit
quantitativ miteinander verglichen werden.
Von Dobeneck (1996) entwickelte das Programm HYSTEAR, mit dem die Auswertung der mit
dem oben beschriebenen Verfahren gewonnenen Rohdaten der Hysteresemessungen erfolgte.
Betrachtung der Messergebnisse
Abbildung 5.15 a) bis d) zeigt exemplarisch den um die paramagnetischen Anteile korrigierten Verlauf der Hystereseschleifen (Kap. 3.3.1) der Proben aus 31, 137, 212 und 318 cm
Tiefe. Der Verlauf der Hystereseschleifen aller 34 Proben zeigt einen deutlichen ferrimagnetischen Anteil im Sediment (Abb. 5.15 a bis d). In einem Feld bis 1 T sind die Hystereseschleifen oberhalb von 0.3 T nicht ganz geschlossen. Die Zunahme der Magnetisierung
der Proben oberhalb von 0.3 T ist gering und zeigt, dass zu einem kleinen Teil auch eine
hochkoerzitive Phase zur Magnetisierung beiträgt. Diese Aussage stützt das Ergebnis aus
den Erwerbskurven der Isothermalen Remanenten Magnetisierung (Kap. 5.3). Die über die
neigungskorrigierten Hystereseschleifen ermittelten Verhältnisse von BCR/BC liegen zwischen
1.94 und 2.44 mit einem Mittelwert von 2.15. Die Verhältnisse von MRS/MS liegen zwischen
0.17 und 0.27 mit einem Mittelwert von 0.23.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
79
18
18
12
12
Magnetisierung [Am2/kg]
Magnetisierung [Am2/kg]
a) Probe 31 cm
6
0
-6
-12
-18
6
0
-6
-12
-18
-0.3
-0.2
-0.1
0
0.1
0.2
0.3
-1
-0.6
Feld [T]
-0.2
0.2
0.6
1
0.6
1
Feld [T]
18
18
12
12
Magnetisierung [Am2/kg]
Magnetisierung [Am2/kg]
b) Probe 137 cm
6
0
-6
-12
-18
6
0
-6
-12
-18
-0.3
-0.2
-0.1
0
0.1
0.2
0.3
-1
Feld [T]
-0.6
-0.2
0.2
Feld [T]
Abb. 5.15 a) bis d) Hystereseschleifen gemessen an Sedimenten aus den Proben 31, 137, 212 und 318 cm
Tiefe korrigiert um den paramagnetischen Anteil in unterschiedlicher Auflösung der Kurven. In einem
Feld von 1 T ist zu sehen, dass bei 0.3T die Hystereseschleife nicht geschlossen ist, also ein geringer
Anteil einer nicht gesättigten magnetischen Fraktion vorhanden ist.
80
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
15
15
10
10
Magnetisierung [Am2/kg]
Magnetisierung [Am2/kg]
c) Probe 212 cm
5
0
-5
-10
-15
5
0
-5
-10
-15
-0.3
-0.2
-0.1
0
0.1
0.2
0.3
-1
-0.6
Feld [T]
-0.2
0.2
0.6
1
0.6
1
Feld [T]
15
15
10
10
Magnetisierung [Am2/kg]
Magnetisierung [Am2/kg]
d) Probe 318 cm
5
0
-5
-10
-15
5
0
-5
-10
-15
-0.3
-0.2
-0.1
0
Feld [T]
0.1
0.2
0.3
-1
-0.6
-0.2
0.2
Feld [T]
Abb. 5.15 Fortsetzung
Day et al. (1977) führten Untersuchungen zur Korngröße an synthetischen Titanomagnetiten
durch. Dabei stellten sie die Verhältnisse MRS/MS und BCR/BC einander gegenüber und leiteten daraus eine Abhängigkeit von der Domänenstruktur der Partikel ab. Danach liegen die
hier ermittelten Werte in einem für PSD-Teilchen charakteristischen Bereich mit einer Tendenz in Richtung SD-Teilchen (Abb. 5.16) und weisen auf Magnetit Partikel mit Korngrößen
zwischen etwa 1 und 4 µm hin (Kap. 3.3.1). Aus der Zusammenfassung von Literaturdaten
leitet Dunlop (1986) für synthetischen, reinen Magnetit aus den obengenannten Verhält-
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
81
nissen einen Korngrößentrend ab (Abb. 5.16). Die Messpunkte der Proben folgen diesem
Trend. Dies spricht zum einen für eine Korngröße im PSD-Bereich, gleichzeitig scheint es
sich hier um ein Trägermineral nahe der Zusammensetzung von reinem Magnetit zu handeln. Die höherkoerzitiven Anteile im Sediment können die Gesamtkoerzitivität leicht erhöhen und somit das Ergebnis geringfügig verändern. Äolische Partikel unterliegen zudem einer erhöhten mechanischen Beanspruchung, was zum Beispiel zur Bildung von Rissen in
den Partikeln führt und ebenfalls eine leichte Koerzitivitätserhöhung zur Folge hat.
MRS/MS
SD
0.1
PSD
MD
0.01
1
BCR/BC
10
Abb. 5.16 Verhältnis MRS/MS zu BCR /BC (nach Day et al., 1977). Die gestrichelten Linien spiegeln einen nach
Dunlop (1986) aus Literaturdaten ermittelten Korngrößentrend für reinen Magnetit wider. Die Messwerte folgen diesem Trend.
Auf Grund des Vorkommens von SP-Teilchen kann es sein, dass das Verhältnis von BCR/BC
gering erhöht ist, da SP-Teilchen eine Reduzierung der Koerzitivkraft BC bewirken, aber keinen Einfluss auf BCR besitzen. Da der Beitrag der SP-Teilchen, wie bereits über κfd nachgewiesen, nur gering ist, ist dieser Effekt vernachlässigbar.
Die Korngrößen der magnetischen Fraktionen sind demnach sehr klein, was das Ergebnis
des Vergleichs von MDFARM und MDFIRM aus Kapitel 5.3 bestätigt. Dementsprechend sind
die Magnetisierungen der remanenztragenden Körner des Sediments, als sehr stabil einzuschätzen (Kap. 3.3.1).
82
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
5.6 Thermomagnetische Untersuchungen (Hoch- und Tieftemperatur)
Messgerät
Thermomagnetische Untersuchungen wurden an sechs ausgewählten Proben durchgeführt.
Gemessen wurde mit einer Kappabridge KLY-3S der Firma AGICO mit einer Messfrequenz
von 875 Hz und einer Messfeldstärke von 300 A/m. Der Messbereich reicht bis maximal
0.1 SI. Die Messgenauigkeit liegt bei absolut 2.5 x 10-8 SI, innerhalb eines Messbereichs
beträgt sie +/- 1%.
Die Hochtemperaturmessungen erfolgten mit einem CS-3 Thermostaten, die Tieftemperaturmessungen mit einem CS-L Kryostaten in Ergänzung zur Kappabridge.
Betrachtung der Messergebnisse
Bei einer Erhitzung der Sedimentproben von Raumtemperatur auf etwa 970 K fällt die Suszeptibilität bei einer Temperatur von etwa 700 K stark ab. Zuvor kann bei allen Proben ein
Anstieg in der Suszeptibilität beobachtet werden (Abb. 5.17), dessen Maximum ist der sogenannte Hopkinson-Peak (Kap. 3.3.4). Der Curiepunkt für natürlichen Magnetit liegt bei 853 K,
für TM60 bei 423 K und für Pyrrhotit bei 598 K. Der Curiepunkt von Magnetit (Kap. 3.2.3.1)
wird nicht ganz erreicht. Die Suszeptibilität erreicht bei Temperaturen um den Curiepunkt von
Magnetit ihr Minimum, so dass von einer Mineralogie nahe reinem Magnetits auszugehen ist.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
Probe 68 cm
Temperatur [K]
Probe 50 cm
Temperatur [K]
200 400 600 800 1000
1
1
0.8
0.8
0.6
0.6
κ/κmax
κ/κmax
200 400 600 800 1000
0.4
0.2
0.4
0.2
0
0
-0.2
-0.2
Probe 138 cm
Temperatur [K]
Probe 115 cm
Temperatur [K]
200 400 600 800 1000
1
1
0.8
0.8
0.6
0.6
κ/κmax
κ/κmax
200 400 600 800 1000
0.4
0.2
0.4
0.2
0
0
-0.2
-0.2
Probe 355 cm
Temperatur [K]
Probe 407 cm
Temperatur [K]
200 400 600 800 1000
1
1
0.8
0.8
0.6
0.6
0.2
κ/κmax
κ/κmax
200 400 600 800 1000
0.4
83
0.4
0.2
0
0
-0.2
-0.2
Abb. 5.17 Normierte Suszeptibilitätswerte der Proben 55, 68, 115, 138, 355 und 407 cm, geglättet über ein Mittel
von fünf Messpunkten gegen die Temperatur aufgetragen. Der Anstieg in den Kurven verdeutlicht den
Hopkinson-Peak, der Kurvenabfall die Curietemperatur.
84
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
Im Verlauf einer Abkühlung der Proben von Raumtemperatur auf etwa 93 K, ist bei einer
Temperatur von etwa 100 K ein steiler Anstieg in den Suszeptibilitätskurven zu beobachten
(Abb. 5.18).
Probe 68 cm
Temperatur [K]
Probe 50 cm
Temperatur [K]
100
200
0
300
1
1
0.9
0.9
0.8
0.8
κ/κmax
κ/κmax
0
0.7
0.6
0.5
0.5
0.4
0.4
0
300
1
1
0.9
0.9
0.8
0.8
κ/κmax
κ/κmax
200
0.7
0.6
0.4
0.4
Probe 355 cm
Temperatur [K]
300
Probe 407 cm
Temperatur [K]
300
0
1
1
0.9
0.9
0.8
0.8
0.7
κ/κmax
κ/κmax
200
200
0.6
0.5
100
100
0.7
0.5
0
300
Probe 138 cm
Temperatur [K]
Probe 115 cm
Temperatur [K]
100
200
0.7
0.6
0
100
100
200
300
0.7
0.6
0.6
0.5
0.5
0.4
0.4
Abb. 5.18 Normierte Suszeptibilitätswerte der Proben 50, 68, 115 138, 355 und 407 cm über ein Mittel von fünf
Messpunkten geglättet, aufgetragen gegen die Temperatur. Bei etwa 100 K steigen die Kurven steil an
und verdeutlichen den Verwey-Phasenübergang.
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
85
Dieser Anstieg spiegelt den Verwey-Phasenübergang wider. Da geringe Titananteile in einem Magnetit Kristall TV senken (Aragón et al., 1985), variiert die Temperatur für den Verwey-Phasenübergang entsprechend um einige Kelvin. Moskowitz et al. (1998) klassifizierten
synthetische Titanomagnetite auf Grund ihres Titangehaltes und geben für TM0 und TM05
Phasenübergangswerte von 123 K (TM0) und 85 K (TM05) an (Abb. 5.19).
Temperatur [K]
0
Normierte Suszeptibilität
1
50
100
TM05
150
200
250
300
TM0
TM19
0.8
0.6
0.4
0.2
0
Abb. 5.19 Normierte Suszeptibilitätskurven nach Moskowitz et al. (1998) für synthetische Titanomagnetite mit
unterschiedlichem Titangehalt. Die Werte für die Suszeptibilität steigen für TM05 bei 85 K, für TM0 bei
123 K steil an und spiegeln den Verwey-Phasenübergang wider. Mit steigendem Titangehalt verläuft
der Anstieg in den Kurven flacher und dehnt sich über einen größeren Temperaturbereich aus.
Die Untersuchungen ergaben demnach, dass es sich bei den remanenztragenden Mineralen
um Magnetit handelt, der eventuell einen geringen Titangehalt besitzt.
5.7 Mineralogie, Konzentration, Korngröße
5.7.1 Mineralogie
Beim IRM-Erwerb wurde deutlich, dass 95 % der Remanenz von einem niederkoerzitiven
Mineral getragen wird. Auch die Hysteresemessungen zeigen einen überwiegenden Anteil
ferrimagnetischer Minerale als Träger der Remanenz an. Eine weitere Unterstützung dieser
These ergibt sich aus S-0.3T. Auf Grund der thermomagnetischen Untersuchungen ist davon
86
5 Paläo- und gesteinsmagnetische Ergebnisse des Sedimentkerns 315KA
auszugehen, dass es sich bei diesem Mineral um titanarmen Titanomagnetit oder Magnetit
handelt.
Da die Bildung von Hämatit speziell unter ariden Bedingungen stattfindet (Thompson & Oldfield, 1986) und die kontinentalen Liefergebiete der Region um das Arabische Meer Wüsten
sind, ist naheliegend, dass es sich bei der zweiten hochkoerzitiven Phase die zu etwa 5 %
der Remanenz beiträgt, um Hämatit handelt. Hierfür spricht auch, dass die Proben bei Aufprägung der IRM bei 0.15 T nahezu gesättigt sind.
5.7.2 Konzentration
Mit Blick auf die relative Paläointensitätsbestimmung sowie klimabedingte Schwankungen in
den Sedimentationsraten sind Konzentrationsvariationen sowie Änderungen im Verhältnis
von Hämatit zu Magnetit über den gesamten Kern von größerem Interesse als absolute Hämatit- und Magnetitkonzentrationen einzelner Proben. Die Betrachtung von S-0.3T und MHIR,
ergab, dass eine Konzentrationserhöhung von Hämatit einhergeht mit einer Konzentrationserhöhung von Titanomagnetit. Beide Minerale variieren also annähernd gleichmäßig über
den gesamten Kern. Änderungen der Hämatitkonzentration können anhand von MHIR verfolgt
werden, Änderungen der Titanomagnetit-/Magnetitkonzentration anhand von MAR oder MIR.
5.7.3 Korngröße
Bereits in den erhöhten Intensitätswerten von MDFNR, MDFAR und MDFIR spiegelt sich wider,
dass die von (Titano-) Magnetit Partikeln getragene Remanenz von hoher Stabilität ist und
somit auf kleine Korngrößen hindeutet. In dem Vergleich von MDFAR und MDFIR bestätigt sich
die Annahme, dass sich die Korngrößen der magnetischen Fraktion im SD- beziehungsweise
PSD-Bereich befinden. Auch das Auftragen der Verhältnisse von MRS/MS und BCR/BC aus den
Hysteresemessungen in dem Diagramm nach Day et al. (1977) stützt diese Vermutung.
SP-Teilchen wurden über κfd zwar nachgewiesen, jedoch ist ihr Anteil am gesamten Korngrößenspektrum gering und ihr Einfluß auf die magnetischen Eigenschaften vernachlässigbar.
Der Anteil feiner Korngrößen am gesamten Korngrößenspektrum drückt sich in MAR/MIR aus.
Es wird ersichtlich, dass der relative Anteil feiner Korngrößen zur Kernbasis hin zunimmt.
6 Interpretation der Ergebnisse
87
6 Interpretation der Ergebnisse
6.1 Relative Paläointensität des Erdmagnetfeldes (bis 3600 a B.P.)
Zu Beginn des folgenden Kapitels erfolgt eine Überprüfung, ob das Sediment des Kerns
315KA die Bedingungen für die Rekonstruktion einer relativen Paläointensität des Erdmagnetfeldes erfüllt. Nachfolgend wird für die Abschätzung der relativen Paläointensität die
NRM der untersuchten Proben über ARM, SIRM und κ normiert.
Das geomagnetische Feld unterliegt zeitlichen Variationen. Änderungen die eine Periode von
10² - 10³ Jahren besitzen, werden als Säkularvariationen bezeichnet. Nach Channell (2000)
können Variationen der Paläointensität, die eine Periode von 104 bis 105 Jahren besitzen
global korrelieren. Saarinen (1998) korrelierte hochauflösend Paläointensitätsdaten des
Erdmagnetfeldes an Seesedimenten des Sees Pohjajärvi (62°N) mit archäomagnetischen
Daten aus Bulgarien (Daly & Le Goff, 1996) sowie Daten von Seesedimenten aus dem
Le Boeuf/USA (King et al., 1983) und fand eine gute Übereinstimmung in den rekonstruierten
relativen Paläointensitäten der letzten 3200 Jahre. Diese Tatsache lässt vermuten, dass
auch zeitliche Änderungen der Paläointensität des Erdmagnetfeldes von 10² bis 10³ Jahren
über größere geografische Entfernungen korrelieren können. In der vorliegenden Arbeit werden daher relative Paläointensitätsschwankungen vor Makran mit Archivdaten für Ägypten
(Aitken et al., 1984; Hussain, 1983, 1987; Odah et al., 1995; Odah, 1999), Zentralasien
(Nachasova et al., 2000) und Bulgarien (Kovacheva, 1997) sowie dem Lago di Mezzano
(Italien, Frank, 1999) und dem Le Boeuf See (Pennsylvania, King et al., 1983) verglichen.
6.1.1 Ergebnisse von Kern 315KA
Die Intensität der NRM wird durch die absolute Paläointensität des Erdmagnetfeldes sowie
die Konzentration, die Korngröße und den Grad der Ausrichtung des magnetischen Mineralinventars bestimmt. Für eine zuverlässige Bestimmung der relativen Paläointensität soll das
zu untersuchende Sediment nach King et al. (1983) und Tauxe (1993) die folgenden Kriterien erfüllen:
1. Die Konzentration der magnetischen Teilchen sollte nur gering variieren (kleiner Faktor 10)
2. Magnetit mit einer Korngröße im SD/PSD-Bereich sollte als remanenztragendes
Mineral dominieren
88
6 Interpretation der Ergebnisse
Diese Bedingungen sind, wie in Kapitel 5 nachgewiesen wurde, für das hier untersuchte Sediment erfüllt.
Der Zusammenhang zwischen der Intensität der NRM als paläomagnetischem Parameter
MNR und der Konzentration der remanenztragenden Partikel im Sediment von Kern 315KA
wird durch einen Vergleich der Kurven von Volumensuszeptibilität, anhysteretischer und
isothermaler Remanenz mit der NRM deutlich (Abb. 6.1, 6.2).
MN R (10 mT ) [mA/m]
30 60 90 120 150
MSIR [mA/m]
MAR (1 0 mT ) [mA/m]
100 150 200 250 300
1500
2500
κ [10-6 SI]
3500
90
110
130
150
0
300
600
900
Alter [a B.P.]
1200
1500
1800
2100
2400
2700
3000
3300
3600
steigend
steigend
steigend
Konzentration
feinkörniger (SD, PSD),
remanenztragender
Partikel
Konzentration
remanenztragender
Partikel
Konzentration
remanenztragender
Partikel
Abb. 6.1 Vergleich von MNR (10 mT), MAR (10 mT), MSIR und κ. Sämtliche Parameter zeigen ähnliche Kurvenverläufe
und belegen die Abhängigkeit der Intensität der NRM von der Konzentration des magnetischen Inventars
des Sediments. Mit zunehmendem Alter der Sedimente ist eine Zunahme der Konzentration der magnetischen Minerale als auch der Intensität der NRM zu verzeichnen.
89
6 Interpretation der Ergebnisse
Abbildung 6.2 zeigt eine deutliche positive Korrelation zwischen κ, MAR (10 mT) sowie MSIR und
MNR (10 mT). MNR (10 mT) variiert also proportional zu Konzentrationsänderungen der magnetischen Fraktion im Sediment.
MSIR (mA/m)
MAR (10 mT)
100
150
200
250
1500
300
120
120
MNR (10 mT)
160
MNR (10 mT)
160
80
2500
3500
80
40
40
r = 0.82
r = 0.73
0
0
-6
κ [10 SI]
80 90 100 110 120 130 140
160
MNR (10 mT)
120
80
40
r = 0.80
0
Abb. 6.2 Gesteinsmagnetische Parameter aufgetragen gegen MNR (10 mT). r = Pearson’s Korrelationskoeffizient
Um die relative Paläointensität des Erdmagnetfeldes zu bestimmen, ist eine Korrektur von
MNR (10
mT)
in Bezug auf die Konzentration der remanenztragenden Teilchen erforderlich. Aus
diesem Grund erfolgt die Abschätzung der relativen Paläointensität über die Normierung von
MNR (10 mT) auf die Parameter κ, MAR (10 mT) oder MSIR als ebenfalls konzentrationsabhängige
gesteinsmagnetische Parameter (Kap. 3.3).
In den untersuchten Sedimenten entsprechen die mittleren Korngrößen der (Titano-) Magnetite, die als remanenztragende Minerale dominieren, PSD-Partikeln mit einer Tendenz in
90
6 Interpretation der Ergebnisse
Richtung SD-Teilchen (Kap. 3.3.1). Der lineare Zusammenhang zwischen MAR und MSIR verdeutlicht eine weitestgehend einheitliche Korngröße der magnetischen Fraktion (Abb. 6.3).
MSIR [mA/m]
1600
2400
3200
4000
MAR (10 mT) [mA/m]
300
260
220
180
140
r = 0.92
100
Abb. 6.3 MAR (10 mT) gegen MSIR aufgetragen zeigt einen linearen positiven Trend. r = Pearson’s Korrelationskoeffizient
Die Normierung von MNR (10 mT) auf MAR (10
mT),
MSIR sowie κ zur Abschätzung der relativen
Paläointensität ist in Abbildung 6.4 dargestellt. Alle drei Kurven verlaufen im Wesentlichen
gleichförmig, wobei die auf κ normierte Kurve auf Grund der vorhandenen para- und diamagnetischen Mineralanteile geringfügige Abweichungen zeigt. In Abbildung 6.4 wird darüber hinaus deutlich, dass die Kurve für MNR (10 mT) die wesentlichen Merkmale der normierten
Kurven bereits aufweist. Die relative Intensität des Paläoerdmagnetfeldes drückt sich demnach bereits in der unkorrigierten NRM der Proben aus.
Die relative Paläointensitätskurve zeichnet sich durch kurzperiodische Schwankungen aus.
91
6 Interpretation der Ergebnisse
MN R (10 mT ) [mA/m]
30 60 90 120 150
MN R (1 0 mT )/MAR (1 0 mT)
MN R (10 mT )/MSIR
MN R (10 mT ) /κ
0.2 0.3 0.4 0.5 0.6
0.02 0.03 0.04 0.05
0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2
0
300
600
900
Alter [a B.P.]
1200
1500
1800
2100
2400
2700
3000
3300
3600
Abb. 6.4 Normierung von MNR (10 mT) auf MAR (10 mT), MSIR und κ. Die Kurve für MNR (10 mT) in unkorrigierter Form
zeigt bereits deutlich Merkmale der relativen Paläointensität MNR (10 mT)/MAR (10 mT), MNR (10 mT)/MSIR,
MNR (10 mT)/κ.
Besonders auffällig sind zwei lokale Minima in der relativen Paläointensitätskurve für Makran
vor etwa 1950 sowie etwa 2400 a B.P. (Abb. 6.4). Vom ältesten Messpunkt der Kurve steigt
die relative Paläointensität bis vor circa 3000 a B.P. allmählich auf ein Maximum an. Die
Werte sinken dann bis vor etwa 2900 a B.P. und bleiben für ungefähr weitere 400 Jahre in
etwa konstant. Anschließend nehmen die Messwerte auf das oben erwähnte lokale Minimum
vor 2400 a B.P. ab. Nach einem erneuten abrupten Anstieg der Kurve und einer anschließenden 370 jährigen Phase mit hohen Intensitäten fallen die Werte auf das zweite auffällige
Minimum vor 1950 a B.P.. Die Intensität nimmt nachfolgend rasch zu und verläuft für die
nächsten etwa 850 Jahre auffallend linear mit einer geringen Tendenz zu höheren Werten.
Vor etwa 1350 a B.P. kommt es während dieser linearen Phase zu einem kurzen Anstieg
92
6 Interpretation der Ergebnisse
auf ein Maximum, welches aber keine Änderung im nachfolgenden Kurvenverlauf einleitet.
Vor etwa 1000 a B.P. nimmt die Intensität dann im Verlauf der nächsten 200 Jahre deutlich
ab und erreicht erneut ein Minimum. Es folgt ein abrupter Anstieg auf ein Maximum vor etwa
500 a B.P.. Seit dem nimmt die Intensität für diese Region bis zum jüngsten Messpunkt kontinuierlich ab.
Da sowohl MSIR als auch κ die Konzentration der magnetischen Partikel aller Korngrößen
widerspiegeln und nicht wie im Fall von MAR bevorzugt die Konzentration von SD-/PSD-Partikeln, welche als dominante Träger der stabilen Remanenz gelten (Johnson et al., 1975), wird
in der Literatur im allgemeinen die Normierung auf MAR, zur Abschätzung der relativen
Paläointensität verwendet (Johnson et al., 1975; Levi & Banerjee, 1976). Dementsprechend
wird im Folgenden auch der Parameter MNR (10 mT)/MAR (10 mT) für einen Vergleich der relativen
Paläointensität mit Paläointensitätswerten aus der Literatur verwendet.
Für Sedimente aus dem marinen Milieu konnten bisher noch keine hoch auflösenden relativen Paläointensitätsdaten für das Holozän gewonnen werden. Eine ausreichend hohe Sedimentationsrate, wie sie bei dem hier bearbeiteten Kern 315KA vorliegt, geht in der Regel mit
einer hohen Bioproduktivität einher, wodurch es zu Diagenese und Mineralumwandlungen
und somit zu einer Überprägung oder sogar Zerstörung des ursprünglichen magnetischen
Signals kommt. Insofern ist diese Abschätzung bis dato einzigartig und liefert wertvolles
neues Datenmaterial.
Die bisher in der Literatur veröffentlichten relativen Paläointensitätsdaten aus benachbarten
Regionen basieren hauptsächlich auf archäomagnetischen Untersuchungen. Hierzu wird die
NRM archäologischer Funde (gebrannte Ziegel, Keramiken, Vasen, Teile von Öfen oder gebrannte Erden) zur Abschätzung der Paläointensität des Erdmagnetfeldes nach der Thellier
Methode (Thellier & Thellier, 1959) verwendet.
Diese Funde sind aus Ton oder tonhaltigen Böden und weiteren Gemengteilen mit geringen
Anteilen magnetischer Minerale wie Magnetit, Eisenhydroxid oder Hämatit hergestellt. Das
Rohmaterial wird bei der Produktion bis oberhalb der Curietemperatur von Hämatit (948 K)
erhitzt. Oxidierende (mit Sauerstoffzufuhr) oder reduzierende (ohne Sauerstoffzufuhr) Bedingungen während des Brennvorgangs führen in Verbindung mit hohen Temperaturen zu
Veränderungen der primären ferro(i)magnetischen Phasen im Ton oder in den eisenhaltigen
Beimengungen. Wasserhaltige Eisenoxide oder Eisenhydroxide verlieren bei hohen Temperaturen ihren Wassergehalt und wandeln sich je nach Sauerstoffangebot in Magnetit, Maghemit oder Hämatit um. Aus diesem Grund sind die Träger der NRM archäologischer Funde
hauptsächlich Magnetit, Maghemit oder Hämatit in sehr feinen Korngrößen (Soffel, 1991).
Die magnetischen Momente ferromagnetischer Teilchen sind oberhalb der Curietemperatur
in einem magnetischen Feld frei beweglich und regeln sich bei Abkühlung unter den Curiepunkt entsprechend dem äußeren magnetischen Feld ein. Die dabei entstehende NRM wird
93
6 Interpretation der Ergebnisse
als Thermoremanente Magnetisierung (TRM) bezeichnet. Wird die Curietemperatur beim
Brennen nicht erreicht, so regeln sich nur die magnetischen Momente derjenigen magnetischen Partikel ein, deren Entblockungstemperatur erreicht wurde. Diese Remanenz wird als
Partielle Thermoremanente Magnetisierung (PTRM) bezeichnet. Die Summe aller PTRM
ergibt wiederum TRM (Thellier, 1937). Die Ausrichtung der magnetischen Momente der
ferromagnetischen Teilchen bleibt über die Zeit hinweg stabil, solange das Material bei einer
Temperatur unterhalb der Entblockungstemperatur gelagert wird.
Eine zu einem bestimmten Zeitpunkt in der Vergangenheit gebrannte Keramik enthält dementsprechend Informationen über das Paläoerdmagnetfeld, das während des Herstellungsprozesses existierte. Im Mittel entsteht eine Magnetisierung parallel des Paläoerdmagnetfeldes, die der Stärke des Feldes proportional ist. Diese Proportionalität der TRM gilt bis zu
einer bestimmten Feldstärke, welche abhängig ist vom remanenztragenden Mineral.
Für Magnetit tritt eine Nichtlinearität beispielsweise bei der doppelten Feldstärke des Erdmagnetfeldes ein (Nagata, 1961), während für Titanomagnetit (x = 0.4 und x = 0.6; Kap. 3.2)
verschiedener Korngrößen die Linearität erst bei Feldern über 10 Oe nicht mehr gilt (Soffel,
1991).
Die Linearität der TRM zur Intensität des Paläoerdmagnetfeldes bildet die Grundlage für die
Methode zur Abschätzung der Paläointensität nach Thellier & Thellier (1959). Für die totale
TRM als Summe aller PTRM gilt:
TRM = κTRM * H
κTRM = TRM-Suszeptibilität
H = Erdmagnetfeld
Das Grundprinzip der experimentellen Bestimmung der relativen Paläointensität setzt voraus, dass die NRM eines Ziegels gleich einer TRMpal ist, die in einem Paläofeld Hpal unbekannter Intensität erworben wurde. Durch das Erhitzen des Ziegels über den Curiepunkt und
Abkühlen in einem im Labor erzeugten magnetischen Feld Hlab bekannter Intensität wird
eine neue TRMlab erzeugt, welche mit der NRM = TRMpal verglichen werden kann, wenn folgende Beziehungen gelten:
TRMpal = κTRM * Hpal
und
TRMlab = κTRM * Hlab
Unter der Voraussetzung, dass sich κTRM der Probe im Laufe der Zeit bezüglich der gesteinsmagnetischen Parameter nicht ändert, kann die Paläointensität durch folgende Bezie-
94
6 Interpretation der Ergebnisse
hung abgeschätzt werden:
Hpal = Hlab * TRMpal / TRMlab
Der hier beschriebene Weg zur Abschätzung der relativen Paläointensität aus archäologischen Funden zeigt gravierende Nachteile gegenüber einer Abschätzung der relativen
Paläointensität aus Sedimenten.
Zum Zeitpunkt der Aufprägung einer TRM wird der magnetische Mineralanteil beispielsweise einer antiken Keramik chemisch verändert. Die weitere thermische Behandlung des
archäologischen Fundes im Rahmen der Methode nach Thellier & Thellier (1959) im Labor
kann weitere chemische und mineralogische Veränderungen des magnetischen Mineralinventars bewirken (Soffel, 1991), die mögliche Fehlerquellen bei der Abschätzung der
Paläointensität darstellen. Entgegen dieser Methode beeinträchtigt die Aufprägung einer
ARM beziehungsweise IRM die Mineralogie der magnetischen Fraktion des Sediments
nicht. Das Probenmaterial bleibt mineralogisch und chemisch unverändert.
Ein weiterer Nachteil der Abschätzung der relativen Paläointensität über die Archäomagnetik liegt in der Datierung der gemessenen Intensitäten. Das Alter archäologischer
Funde wird in der Regel mit Hilfe radiometrischer Methoden wie der C14-Methode ermittelt.
Daher variieren die Datierungen der archäologischen Fundstücke um +/- 25 bis +/- 100
Jahre. Verglichen mit der Datierung der Sedimente des Kerns 315KA anhand der sehr
exakten Warvenzählung sind die Bestimmungen über das archäologische Alter wesentlich
ungenauer.
Zusätzlich ergeben Sedimente auf Grund einer lückenlosen Ablagerung eine kontinuierliche
Kurve der relativen Paläointensitätsvariationen. Diese Kontinuität können archäologische
Funde nicht gewährleisten. Tonscherben, Vasen und andere Funde, die an einer bestimmten Lokation gefunden werden, wurden in der Regel während eines begrenzten Zeitraums
hergestellt und sind dementsprechend etwa gleich alt. Um relative Paläointensitätskurven
über größere Zeiträume erstellen zu können, werden in der Archäomagnetik Messungen an
Funden unterschiedlicher Lokalitäten durchgeführt und anschließend zu einer Kurve zusammengefügt, deren Genauigkeit entsprechend beeinträchtigt ist.
Vor diesem Hintergrund möglicher Fehlerquellen der archäomagnetischen Daten, die hier
zu einem Vergleich herangezogen werden, ist eine exakte Übereinstimmung mit den Daten
dieser Arbeit von vorne herein nicht zu erwarten. Die in dieser Arbeit miteinander verglichenen relativen Paläointensitätskurven weichen daher sowohl zeitlich als auch in der Amplitude in einem gewissen Maß voneinander ab. Dennoch ergeben sich abschnittsweise Ähnlichkeiten, die vermuten lassen, dass die hier ermittelte Paläointensitätskurve ein gesichertes Abbild der Variationen der relativen Paläointensität für die Region des Arabischen Mee-
95
6 Interpretation der Ergebnisse
res darstellt.
Neben den archäomagnetischen relativen Paläointensitäten für Ägypten (Aitken et al., 1984;
Hussain, 1983, 1987; Odah et al., 1995; Odah, 1999), Zentralasien (Nachasova et al., 2000)
und Bulgarien (Kovacheva, 1997) wurden zwei weitere relative Paläointensitätskurven von
weiter entfernten Lokationen für einen Vergleich herangezogen. Diese wurden an Seesedimenten aus dem Lago di Mezzano (Italien, Frank, 1999) und dem Le Boeuf See (Pennsylvania, King et al., 1983) über eine Normierung von MNR (10 mT) auf MAR (10 mT) erstellt
(Abb. 6.5).
-90°E
W
-60°E
W
-30°E
W
0°E
0°
30°E
60°E
90°E
120°E
60°N
Zentralasien
Pennsylvania
Italien
Bulgarien
Ägypten
Makran
45°N
30°N
15°N
0°
Abb. 6.5 Lokationen der in dieser Arbeit verglichenen relativen Paläointensitätskurven
Die Datierung der Sedimente aus dem Lago die Mezzano erfolgte ebenfalls durch Warvenzählung und teilweise Interpolation der Sedimentationsrate in Bereichen, in denen geschichtete Sedimente fehlten sowie nach der C14-Methode.
Trotz der geographischen Distanz zwischen den beprobten Lokationen, können deutliche
Übereinstimmungen in den Intensitätsschwankungen beobachtet werden. Vorhandene Abweichungen sind, wie zuvor bereits diskutiert, vermutlich unter anderem auf Fehler in der
Altersdatierung zurückzuführen. Darüber hinaus ist davon auszugehen, dass Veränderungen des Erdmagnetfeldes nicht vollkommen zeitgleich auf dem gesamten Globus geschehen.
Für die archäomagnetisch ermittelten Daten werden je nach Autor verschiedene Parameter
angegeben. Alle Parameter beschreiben jedoch im Kern die gleichen Variationen der relativen Paläointensität. Für Zentralasien (Nachasova et al., 2000) sind die Absolutwerte für
96
6 Interpretation der Ergebnisse
das magnetische Feld H in [A/m] und für Ägypten (Aitken et al., 1984; Hussain, 1983;
Hussain, 1987; Odah et al., 1995; Odah, 1999) für das Feld Fa (a = ancient) in [µT] angegeben. Die relative Paläointensitätskurve für Bulgarien (Kovacheva, 1997) zeigt Werte der
Feldstärke Fa normiert auf den Dipolwert (Fd; d = dipole moment) für die korrespondierende
geographische Breite, bezogen auf einen axialen geozentrischen Dipol des heutigen
Moments von 8 x 1022 Am2 (Creer et al., 1983).
Für einen besseren Vergleich aller Kurven wurde die extreme Streuung der Werte für
Ägypten und Bulgarien durch eine Darstellung der Daten als gleitendes Mittel über drei
Messpunkte aufgefangen.
6.1.2 Überregionaler Vergleich relativer Paläointensitätsvariationen
Die Kurven der relativen Paläointensitäten von Zentralasien, Makran, Bulgarien, Ägypten,
Italien und Pennsylvania wurden in vier Abschnitte unterteilt, die miteinander korrelieren
und durch drei Minima begrenzt sind (Abb. 6.6). Im Folgenden werden die besonderen
Merkmale dieser Intervalle beschrieben, welche hierzu von eins bis vier nummeriert sind.
Der Zeitabschnitt, in dem das Sediment des jeweiligen Bereichs, bezogen auf die relative
Paläointensitätskurve für Makran, abgelagert wurde, steht in Klammern neben der Nummerierung in der Überschrift.
Intervall 4 (3600 bis 2300 a B.P.)
Die relativen Paläointensitätswerte für Makran, zu Beginn des ältesten Abschnitts bis vor
etwa 3000 a B.P., schwanken um ein Mittel von 0.49, und zeigen tendenziell einen geringen
Anstieg. Danach sinkt die relative Paläointensität und bleibt vor etwa 2800 a B.P. bis etwa
2400 a B.P. annähernd konstant. Anschließend nimmt die Intensität rasch ab und erreicht
das Minimum am Übergang zu Intervall 3.
Für Bulgarien und Ägypten ist der Verlauf der Kurven in diesem Abschnitt ähnlich dem
Kurvenverlauf von Makran, allerdings ist in beiden Kurven das Intervall zum Älteren hin verschoben. Für Bulgarien ist die jüngere Grenze des Intervalls auf etwa 2500 a B.P., für
Ägypten auf 2600 a B.P. datiert. Die Zeitspanne, die das Intervall 4 der relativen Paläointensität von Ägypten umfasst, ist kürzer als in den anderen Regionen.
Alter [a B.P.]
b)
c)
d)
27 36 45 54 63 72 81
e)
0.4 0.8 1.2 1.6
2
f)
0.2 0.3 0.4 0.5 0.6
300
0
3600
3600
Abb. 6.6 Paläointensitätskurven für a) Zentralasien (Nachasova et al., 1998), b) Makran, c) Bulgarien (Kovacheva, 1997), d) Ägypten (Aitken et al., 1984; Hussain, 1983; 1987; Odah et al., 1995;
Odah, 1999), e) Lago di Mezzano/Italien (Frank, 1999), f) Le Boeuf/Pennsylvania (King et al., 1983). Die Kurven c) und d) sind ein gleitendes Mittel über drei Messpunkte. Die Kurven
für Zentralasien und Ägypten geben Absolutwerte wider, die Kurven für Makran, Bulgarien, Italien und Pennsylvania relative Paläointensitätswerte. Die gestrichelten Linien eins bis drei
verbinden korrelierende Intervalle der Paläointensitätskurven.
3300
3000
3300
4
2700
2700
3000
2400
2100
2400
3
1800
1800
2100
1500
1500
1200
a)
2
1200
1.6
900
1.2
900
2
0.8
Fa [µT]
Fd/Fa
Lago di Mezzano, Italien Le Boeuf, Pennsylvania
LMZ-C
78B
MNR(20mT)/MAR(20mT)
MNR(20mT)/MAR(20mT)
600
1
0.2 0.3 0.4 0.5 0.6
35 40 45 50 55 60 65
Ägypten
Bulgarien
600
300
0
H [A/m]
Makran
315KA
MNR(10mT)/MAR(10mT)
Zentralasien
6 Interpretation der Ergebnisse
97
Alter [a B.P.]
98
6 Interpretation der Ergebnisse
Eine geringe Intensitätszunahme für Bulgarien im Ältesten dieses Intervalls lässt sich auch
hier erkennen. Die relative Paläointensitätskurve steigt bis vor etwa 3100 a B.P.
(Abb. 6.6 c). Da die Anzahl der Messpunkte hier so gering ist, werden die für Makran charakteristischen kurzfristig wiederkehrenden Schwankungen hier nicht aufgelöst, sind also
nicht sichtbar.
Ein Vergleich der Kurven für Makran und Zentralasien in diesem Intervall zeigt, dass die
Kurvenverläufe eher voneinander abweichen. In Zentralasien bleibt nach einer ersten, verglichen mit der Kurve von Makran, steilen Intensitätszunahme bis vor 2900 a B.P., die gemessene relative Paläointensiät für die nächsten 500 bis 600 Jahre auf dem erreichten hohen Niveau und schwankt nur gering um ein Mittel von 60.5 A/m. Etwa 2350 a B.P. sinken
die Intensitätswerte bis auf das abgrenzende Minimum ab.
Die Kurven für Pennsylvania und Italien steigen zum jüngeren Ende des Intervalls ein
weiteres Mal an, um dann in das Minimum an der Grenze zu Intervall 3 abzufallen.
Intervall 3 (2300 bis 1900 a B.P.)
Dieser Abschnitt beschreibt das auffälligste Kurvenintervall. Hier ist in allen Kurven, bis auf
der für Zentralasien, ein deutlicher Anstieg der Werte zu erkennen, deren Maximalwerte
sich für Makran (etwa 1990 bis 2230 a B.P.), Bulgarien (etwa 2500 bis 2100 a B.P.), Ägypten (etwa 2600 bis 2100 a B.P.), Italien (etwa 2300 bis 2000 a B.P.) und Pennsylvania
(etwa 2400 bis 2000 a B.P.) schwankend um ein Mittel halten und dann in das Minimum an
der Grenze zwischen Intervall 2 und 3 abfallen.
Im Gegensatz dazu sind die beiden Minima an den Grenzen von Intervall 4 zu Intervall 3
sowie Intervall 3 zu Intervall 2 für Zentralasien nur andeutungsweise zu erkennen. Der in
der relativen Paläointensitätskurve für Zentralasien identifizierte Abschnitt (etwa 2100 bis
1850 a B.P.) ist zeitlich auf ca. 260 Jahre begrenzt und demnach von kürzerer Dauer als die
für Makran, Bulgarien, Ägypten, Italien und Pennsylvania beschriebenen Bereiche für
Intervall 3.
Den Kurven für Italien und Pennsylvania ist das Intervall 3 zeitlich nicht eindeutig zuzuordnen, da auch in dem darüber liegenden Abschnitt beider Kurven ein Anstieg und ein Absinken der Werte auf ein weiteres Minimum zu erkennen ist. Bei der Einteilung wurde deshalb
die Altersdatierung der Makran Kurve zugrunde gelegt, weil dieses Altersmodell auf denselben Datierungsmethoden basiert. Es wurden diejenigen Sequenzen gewählt, die dem Intervall in der relativen Paläointensitätskurve von Makran am nächsten sind. Das für Pennsylvania identifizierte Intervall 3 unterscheidet sich nach dieser Zuordnung von den in den anderen Paläointensitätskurven bestimmten Zeitspannen für Intervall 3 dadurch, dass die
Maximalwerte der Kurve (etwa 2400 Jahre bis 2000 a B.P., siehe oben) über einen längeren
Zeitraum erreicht werden.
6 Interpretation der Ergebnisse
99
Intervall 2 (1900 bis 800 a B.P.)
Die Paläointensität für Makran bleibt an der Grenze von Intervall 3 zu Intervall 2, nach einer
raschen Zunahme der Intensität, für die nächsten etwa 850 Jahre auffallend konstant mit
einem leichten Trend zu höheren Werten. Innerhalb dieses Zeitraums kommt es vor etwa
1300 a B.P. zu einem kurzen Anstieg auf einen Maximalwert der relativen Paläointensität
von 0.49, woraufhin die Werte aber gleich wieder absinken und dem oben erwähnten konstanten Verlauf folgen. Vor etwa 1000 a B.P. nimmt die Intensität dann innerhalb von etwa
200 Jahren deutlich ab und erreicht die jüngste Intervallgrenze von Intervall 2 zu Intervall 1.
Die gemittelten relativen Paläointensitätskurven für Bulgarien und Ägypten verlaufen wieder ähnlich der relativen Paläointensitätskurve für Makran. Extreme Streuungen der Werte
stören hier allerdings den im Mittel eher konstanten Verlauf der Kurven und sind vermutlich
darauf zurückzuführen, dass die Messdaten, wie zuvor erwähnt (Kap. 6.1.1), von verschiedenen Autoren von verschiedenen Lokalitäten zusammengetragen wurden.
Die Daten aus Italien zeigen wie die relativen Paläointensitätsdaten für Makran einen linearen Trend. Die Werte sinken zum Jüngeren hin kontinuierlich.
Die Daten für Pennsylvania zeigen zu Beginn von Intervall 2 ein erneutes Maximum, welches Ähnlichkeiten mit Intervall 3 zeigt. Danach sinken die Werte dann auf ein Minimum,
von welchem aus die relative Paläointensität, entgegen der Kurve für Italien, im Mittel kontinuierlich ansteigt. Diese Kurve zeigt demnach stärkere Variationen für dieses Intervall im
Vergleich zur relativen Paläointensitätskurve für Makran.
Ähnlich wie in der Kurve für Makran kann in der relativen Paläointensitätskurve für Zentralasien ein geringer, jedoch steter Anstieg der Intensität beobachtet werden. Ein kurzer Zeitraum rasch ansteigender maximaler Intensitätswerte zeigt sich hier vor etwa 1150 a B.P..
Auffallend ist, dass kurz vor dem Abfall der Paläointensitätsdaten in das Minimum am Übergang zu Intervall 1, in der Kurve für Makran als auch in der Kurve für Zentralasien für etwa
100 Jahre die Werte konstant auf einem bestimmten Niveau bleiben.
Intervall 1 (800 bis 0 a B.P.)
Vor etwa 800 Jahren nimmt die relative Paläointensität für Makran noch einmal bis zu einem Maximalwert von 0.52 vor 515 Jahren zu. Danach nimmt die Intensität für diese Region
kontinuierlich ab.
Für Bulgarien sind für dieses jüngste Intervall viele Messdaten zusammengetragen worden,
daher kommt es zu starken Variationen, die in den Werten für Makran nicht dokumentiert
sind. Zu Beginn dieses Intervalls ist in der Kurve für Bulgarien, wie für Zentralasien, zunächst nur ein geringer Anstieg der Intensität zu beobachten, gefolgt von einer Abnahme
und einer Wiederholung von Zu- und Abnahme. Beide Sequenzen variieren in einem geringen Wertebereich. Nach der zweiten Intensitätsabnahme kommt es dann auch in der
100
6 Interpretation der Ergebnisse
relativen Paläointensitätskurve für Bulgarien wie in der Kurve für Makran erneut zu einem
steilen Anstieg in den Werten auf einen maximalen Wert von 1.6 vor etwa 400 Jahren und
fortfolgend sinkt die relative Paläointensität in der Region.
Ebenso wie für Makran wird auch die Kurve für Ägypten in diesem Intervall durch vergleichsweise wenige Messpunkte repräsentiert, spiegelt aber den Verlauf der Kurve für
Makran relativ gut wider. Nach dem Übergang von Intervall 2 zu Intervall 1 steigen die
Werte vor etwa 400 Jahren auf ein Maximum und fallen dann kontinuierlich ab.
Die relativen Paläointensitätskurven für Pennsylvania und Italien dokumentieren einen
ähnlichen Verlauf, mit einem Maximum vor etwa 550 a B.P. und eine nachfolgende Abnahme der Werte, die allerdings geringer ist, als bei allen anderen Kurven.
Für Zentralasien ist dieser Verlauf nicht eindeutig zu beschreiben. Ein oberhalb des
Minimums an der Grenze von Intervall 2 zu Intervall 1 folgender geringer Anstieg der Werte
endet in einem Messpunkt vor etwa 550 a B.P., der im Vergleich mit den restlichen Intensitäten keinen wirklichen Maximalwert dokumentiert. Dann folgt, wie auch in der Kurve für
Makran, eine stete Abnahme der Intensität.
Ein Vergleich der in dieser Arbeit vorgestellten relativen Paläointensität für die Region im
nordostarabischen Meer mit überregionalen Paläointensitätsdaten zeigt, dass sich abschnittsweise Kurvenelemente durchaus in allen Paläointensitätskurven wieder finden. Auffallend ist vor allem Intervall 3, welches am deutlichsten in allen Kurven zu erkennen ist.
Demnach werden die hier vorgestellten relativen Paläointensitätsdaten für die Makran Region durch diesen Vergleich in ihrer Aussage unterlegt.
Auffallend ist, dass die Intervallgrenzen für die an Sedimentkernen erstellten Paläointensitätskurven von Makran, Italien und Pennsylvania, verglichen mit den anderen Kurven, zeitlich gut übereinstimmen. Eine genaue Altersdatierung scheint hier demnach sehr wahrscheinlich.
6 Interpretation der Ergebnisse
101
6.2 Rekonstruktion der Paläorichtungen des Erdmagnetfeldes (bis 3600 a B.P.)
Zu Beginn dieses Kapitels wird der Begriff der Säkularvariationen des Erdmagnetfeldes mit
Blick auf Richtungsänderungen definiert und erläutert. Eine kurze Betrachtung der Historie
weltweiter Vergleiche der Säkularvariation soll ansatzweise die Problematik der andauernden
wissenschaftlichen Diskussion über tatsächliche Korrelationen globaler Richtungsvariationen
des Erdmagnetfeldes verdeutlichen.
Im Anschluss erfolgt eine Darstellung der Ergebnisse der Untersuchungen an Kern 315KA
der Richtungsänderungen des Erdmagnetfeldes in der Region von Makran.
Abschließend werden Archivdaten für Birkat Ram/Israel (Frank et al., 2002), Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), Lago di Mezzano/Italien (Frank., 1999), sowie archäomagnetische Daten für Bulgarien (Kovacheva et al., 1997) für einen überregionalen Vergleich
mit den hier vorgestellten Ergebnissen herangezogen.
Säkularvariationen
Wird von dem realen Erdmagnetfeld das optimal angepasste Dipolfeld subtrahiert, so bleibt
ein Nichtdipolanteil. Dieser Nichtdipolanteil drückt sich bei Messungen, die lokal durchgeführt
werden, in Änderungen der Erdmagnetfeldkomponenten Deklination (D), Inklination (I) und
Horizontalintensität (H) (Kap. 3.1) aus.
Eine räumliche Betrachtung dieser Parameter erfolgt über die Betrachtung von Linien gleicher Intensitätsänderung, Deklination oder Inklination (isomagnetischer Kurven) pro Zeit in
einer Weltkarte (Abb. 6.7).
Die Deklination kann in mittleren Breitengraden von 40°N bis 40°S bis zu 40° von geografisch
Nord variieren. In den Polargebieten wurden Deklinationsanomalien bis zu 180° beobachtet
(Opdyke & Channell, 1996) (Abb. 6.7). Messungen in Rom, London und Boston haben gezeigt, dass die Deklinationsvariationen über einen Zeitraum von wenigen hundert Jahren in
London und Rom mit einer Entfernung von 1500 km sehr ähnlich sind, während ein Vergleich
mit dem etwa 5000 km entfernten Boston keinerlei Gemeinsamkeiten aufweist (Thompson &
Oldfield, 1986).
Deklination, Inklination sowie die Intensität des Erdmagnetfeldes unterliegen demnach sowohl zeitlichen als auch örtlichen Variationen in Perioden von 10² bis 10³ Jahren, den sogenannten Säkularvariationen.
Die Betrachtung einer Isoporenkarte (Linien gleicher Horizontalintensität) zeigt weltweit großräumige Intensitätsminima und –maxima. Langfristige Beobachtungen haben ergeben, dass
die dargestellten Isoporenmuster einer Westdrift von etwa 0.2°, lokal sogar bis 0,6° pro Jahr
unterliegen. Nach Yukutake und Tachinaka (1968) unterliegt die Westdrift einer Beschrän-
102
6 Interpretation der Ergebnisse
kung auf wenige Anomalien im Restfeld, ihre Geschwindigkeit ist stark ortsabhängig. Dies
wurde unter anderem von Opdyke & Channell (1997) bestätigt, als sie zeigten, dass sich die
Werte über dem Pazifischen Ozean langsamer ändern als die Werte in Südamerika
(Kap. 3.1).
60°W
-60°E
180°W -150°E
120°W -90°E
90°W
150°W -120°E
-180°E
30°W
-30°E
0°
0°E
30°E
60°E
90°E
120°E 150°E 180°E
-10
-10
10
20
10
-2
0
60°N
0
-10
0
0
0
30°N
10
0
-2
0
-20
-10
20
0
10
0°
-1
0
30
-1
-20 0
-30
30°S
-40
-50
-6 0
0
-3
40
10
10
60°S
Abb. 6.7 Deklination des IGRF9 (International Geomagnetic Reference Field) für das Jahr 2000 modifiziert
nach National Geophysical Data Center (NGDC), http://www.ngdc.noaa.gov/seg/WMM/image.shtml
2000; 20.11.2003)
Nach Thompson (1984) sind Säkularvariationen dementsprechend komplexe regionale langfristige oder kurzfristige Phänomene mit wandernden/driftenden oder stationären Intensitätszentren.
Ein weltweiter Vergleich einzelner lokaler Säkularvariationserscheinungen über einen gewissen Zeitraum erfordert daher genaue Analysen.
Creer et al. (1983) betrachteten Deklinations- und Inklinationskurven für West Europa (Turner
& Thompson, 1981), Nord Amerika (Creer & Tucholka, 1982), Australien (Barton & McElhinny, 1981) und West Argentinien (Creer et al., 1983).
Die Anzahl der Amplituden in den Inklinationskurven von Nord Amerika und West Europa
waren gleich, nachdem die langwelligen Trends subtrahiert worden waren. Korrespondieren-
6 Interpretation der Ergebnisse
103
de Maxima und Minima reflektierten sich in den Westeuropäischen Kurven 650 Jahre früher
als in den Nord Amerikanischen Kurven. Dies wurde auf die Westwärtsdrift mit einer Rate
von durchschnittlich 0.13°/a zurückgeführt. Variationen über längere Perioden (~ 10³ Jahre)
zeigten dagegen Zusammenhänge über weiter gestreute geographische Gebiete als kurzperiodische Schwankungen von ~ 10² Jahren (Creer et al., 1983).
Für die südliche Hemisphäre, das heißt für Südost Australien und West Argentinien, wurden
keine korrelierenden Merkmale gefunden, weder für die Inklination noch für die Deklination
(Creer et al., 1983).
Sprowl & Banerjee (1989) verglichen großräumig unter Berücksichtigung der Westdrift Variationen von Inklinations- und Deklinationswerten der Seen Lake Elk/St. Croix Lake (USA) mit
archäomagnetischen Daten von Paläosäkularvariationen für Bulgarien und stellten ebenfalls
Übereinstimmungen in den Änderungen fest.
Frank (1999) verglich Strukturen der Deklinations- und Inklinationskurve für den Lago di
Mezzano (Italien) während der letzten 10000 Jahre mit denen von Orten unterschiedlicher
Breitengrade, beispielsweise mit Werten gemessen an Seesedimenten von Lake Aslikul (Ural) (Nurgaliev et al., 1996). Das Ergebnis der Arbeit nach Frank (1999) ist, ähnlich den Ergebnissen der Arbeiten nach Creer et al. (1983) und Sprowl & Banerjee (1989), dass Säkularvariationen in der Deklination und Inklination durchaus globalen Charakter haben können.
Für zwei zu vergleichende Orte in der nördlichen Hemisphäre mit geringer geographischer
Entfernung voneinander können demnach ähnliche Variationsmuster in der Inklination sowie
in der Deklination auftreten, die nur durch die Westdrift beeinflusst sind.
6.2.1 Ergebnisse für Kern 315KA
In Abbildung 6.8 a/b sind die Inklination und die Deklination der Charakteristischen Remanenten Magnetisierung des Kerns 315KA gleitend über fünf Messpunkte gemittelt gegen das
Alter aufgetragen. Der Kern 315KA wurde ohne azimutale Orientierung gezogen, daher wurden die Deklinationswerte um –107° rotiert, so dass ihr Mittelwert in der Abbildung 0° beträgt.
Für die Inklinationswerte wurde die in Kapitel 5.1 beschriebene Korrektur angewendet. Von
den Inklinationswerten des zweiten Kernsegments (entsprechend einem Alter von etwa 1800
bis 1000 a B.P.) wurden jeweils 13.3° subtrahiert. Dieser Betrag entspricht den 33 %, um
welche der Mittelwert des zweiten Kernsegments höher war als die Mittelwerte der Inklination
der drei anderen Kernsegmente.
Die Schwankungen der Inklinationswerte (14.8° bis 39.8°; Mittelwert 29.1°; Standardabwei-
104
6 Interpretation der Ergebnisse
chung 3.7°) sowie der Deklinationswerte (-9.0° bis 15.4°; Mittelwert -0.02°; Standardabweichung 4.7°) bewegen sich in einem für die Region zu erwartenden Wertebereich
(Abb. 6.8 a/b).
Die Inklinationswerte die älter als 1500 a B.P. sind, sind auffallend konstant. Vor etwa 1300
Jahren nimmt die Inklination die niedrigsten Werte überhaupt an, wird zum jüngeren dann
steiler und bewegt sich zwischen etwa 1100 a B.P. und 400 a B.P. zwischen 32° und 36°.
Erst vor etwa 300 a B.P. flacht die Neigung der Inklination wieder auf 25° ab.
Daten für die Deklination älter als etwa 2600 a B.P. tendieren Richtung Westen, ebenso wie
diese, die jünger als etwa 600 a B.P. sind. In einem Zeitraum zwischen etwa 2700 und
600 a B.P. ist die Deklination gen Osten gerichtet. In diesem Zeitfenster erfolgt etwa alle 400
Jahre eine maximale Abweichung nach Osten. Gesamt gesehen verlaufen diese Schwankungen der Deklination über den Kern relativ gleichmäßig.
Da für die Region der Makran Küste in dieser Arbeit erstmalig Paläosäkularvariationsdaten
ermittelt wurden, ist ein Vergleich mit Werten aus der direkten Umgebung nicht möglich. Auf
Grund der Tatsache, dass die bisher an Kern 315KA präsentierten Informationen über das
Erdmagnetfeld sehr gute Ergebnisse hinsichtlich der Paläointensität zeigen und die Daten
vom magnetischen Gesichtspunkt aus zuverlässig sind, kann auch im Fall der Paläosäkularvariationsdaten mit Blick auf die Paläorichtungen des Erdmagnetfeldes von verlässlichen
Messergebnissen ausgegangen werden.
6 Interpretation der Ergebnisse
105
Makran
315KA
Deklination [°]
Makran
315KA
Inklination [°]
20
25
30
35
40
-10 -5
0
5
0
0
300
300
600
600
900
900
1200
1200
1500
1500
1800
1800
2100
2100
2400
2400
2700
2700
3000
3000
3300
3300
3600
3600
a)
Alter [a B.P.]
Alter [a B.P.]
10
b)
Abb. 6.8 a) Inklination und b) Deklination der Charakteristischen Remanenten Magnetisierung des Kerns 315KA
gleitend über fünf Messpunkte gemittelt aufgetragen gegen das Alter.
6.2.2 Überregionaler Vergleich der Richtungsvariationen des Paläoerdmagnetfeldes
Wie bereits in Kapitel 6.3 angedeutet, birgt eine überregionale Gegenüberstellung von Paläosäkularvariationsdaten große Unsicherheiten. Der in dieser Arbeit vorgestellte Vergleich soll
daher als Beitrag zur Diskussion über die weltweite Korrelierbarkeit von Richtungsänderungen des Erdmagnetfeldes verstanden werden.
Die Selektion der Vergleichsdaten erfolgte mit Blick auf die Distanz zwischen Lokationen für
106
6 Interpretation der Ergebnisse
die Daten vorliegen. Auf Grund der Diskussionen der Vergangenheit macht ein Datenvergleich der Richtungen des Erdmagnetfeldes nur in nächster Entfernung Sinn (siehe oben).
Archivdaten für Seesedimente aus dem Kratersee von Birkat Ram/Israel (Frank et al., 2002),
dem Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), dem Lago di Mezzano/Italien (Frank et al.,
1999) sowie archäomagnetische Daten an archäologischen Funden für Bulgarien (Kovacheva et al., 1997) wurden demnach für einen Vergleich herangezogen. Abbildung 6.9 zeigt die
geografische Lage der einzelnen Lokationen.
0°E
10°E
20°E
30°E
40°E
50°E
60°E
70°E
50°N
Lago di
Mezzano
Bulgarien
40°N
Lake Kinneret
Birkat Ram
30°N
Makran
20°N
10°N
Abb. 6.9 Geografische Lage der Lokationen mit Vergleichsdaten für Richtungsänderungen des Erdmagnetfeldes.
Die archäomagnetischen Daten für Bulgarien streuen über eine größere Region, in der Abbildung wird
diese Tatsache durch eine schwarze ovale Fläche angedeutet.
Der Kratersee von Birkat Ram liegt in den Golanhöhen (33°15’N, 35°40’E) in Israel. Frank et
al. (2002) untersuchten drei Sedimentkerne BIR2-1, BIR2-2 und BIR2-3. Alle drei Kerne wurden korreliert und ein zusammengesetztes Profil erstellt mit BIR2-1 als Referenzkern. Die
Altersdatierung der Daten stützt sich auf 2 AMS
14
C-Datierungen an Pflanzenresten aus dem
Sediment und der Beobachtung, dass im oberen Bereich des Sedimentkerns kein Sediment
verloren ging, sondern ein vollständiges Ablagerungsprofil identifiziert werden konnte (Frank
et al., 2002). Eine einzelne Sedimentprobe umfasst ein Altersintervall von etwa 26 Jahren
und sollte demnach altersmäßig gut mit den Proben von Makran zu korrelieren sein.
Der Sedimentkern KIND4 stammt aus dem Lake Kinneret (See Genezareth, 32°48’N,
6 Interpretation der Ergebnisse
107
35°35’E) in Israel (Thompson et al., 1985). Dieser Kern wurde auch von Frank et al. (2002)
für einen Vergleich mit Richtungsdaten von Birkat Ram herangezogen. Nach einer Alterskorrektur konnten die Autoren zwei auffällige Merkmale in den Paläosäkularvariationskurven
vergleichen. Um eine Korrelation der Daten zu ermöglichen, korrigierten Frank et al. (2002)
die Alterschronologie der Paläosäkularvariationen von KIND4 nach Thompson et al. (1985).
Sie verwendeten für die Kalibrierung der publizierten Radiokarbon-Alter die Kalibrierungskurve nach Stuiver und Reimer (1993). Demnach waren die ursprünglichen Alter zu jung. In der
vorliegenden Arbeit wurde ebenfalls die alterskorrigierte Version der Daten von Kern KIND4
aus der Arbeit nach Frank et al. (2002) mit der Deklination und der Inklination von Kern
315KA verglichen.
Der Lago di Mezzano (LMZ) ist ein Maarsee in der Caldera di Latera (Vulsinian Vulkanischer
Distrikt, 42°37’N, 11°56’E°) in Italien. Hieraus entstammt der Sedimentkern LMZ-C. Die Altersdatierung für den Lago di Mezzano (Ramrath et al., 1999) basiert auf Warvenzählung,
interpolierten Sedimentationsraten und auf an Sedimentproben gemessenen AMS
14
C-
Datierungen. Die AMS 14C-Datierungen wurden anhand der Kalibrierungskurven nach Stuiver
und Reimer (1993), Bard et al. (1990) und den paläomagnetischen Modellen der
14
C Paläo-
produktivitätsrate (Laj et al., 1996) in Kalenderjahre konvertiert. Für LMZ-C war das kalibrierte Alter für die Basis des Kerns 30.8 a B.P. (Frank, 1999).
Die archäomagnetischen Daten wurden an archäologischen Fundstücken in Bulgarien gemessen. Diese Fundstücke entstammen verschiedenen Lokationen, die regional zwischen
etwa 41 und 45°N sowie 19 und 28°E streuen. Die Genauigkeit der Altersdatierung der einzelnen Messungen schwankt, wie bereits in Kapitel 6.1.1 erwähnt, von +/- 25 bis zu +/- 100
Jahren (Kovacheva et al., 1997).
In Abbildung 6.10 ist die Änderung der Deklination von 1995 bis 2000 nach dem International
Geomagnetic Reference Field (IGRF) 8 beziehungsweise 9 in einem Bereich dargestellt, der
alle Lokationen umfasst.
108
6 Interpretation der Ergebnisse
a) 30°W
30°E
0°
60°E
15°
-20°
90°E
60°N
10°
5°
-10°
-5°
30°N
0°
0°
-15°
0°
IGRF 8 Stand: 1995
b) 30°W
30°E
0°
60°E
15°
90°E
60°N
10°
5°
-5°
-10°
0°
30°N
0°
-15°
0°
IGRF 9 Stand: 2000
Abb. 6.10 Deklination zwischen 30°W und 90°E sowie 0° und 60°N nach den Modellen a) IGRF 8 und b) IGRF 9
für die Jahre 1995 und 2000 (http://www.ngdc.noaa.gov/seg/WMM/image.shtml; 20.11.2003;
http://swdcwww.kugi.kyoto-u.ac.jp/igrf/index.html, 20.11.2003).
Deutlich ist in der Abbildung eine Westdrift der Isogonen zu erkennen. Darüber hinaus ändern sich die Deklinationswerte für das Gebiet in ähnlichen „Mustern“. Ein Vergleich der Variationen der Erdmagnetfeldrichtungen sollte dementsprechend möglich sein.
Tabelle 6.1 zeigt die mit Hilfe der Breitengrade (β) nach tan I = 2 tan β berechneten
(Kap. 3.1/5.1) zu erwartenden Inklinationswerte an den einzelnen Lokationen. Darunter sind
die Mittelwerte der an den Sedimentproben gemessenen Inklinationen der Charakteristischen
Remanenten Magnetisierung für den jeweiligen Ort notiert sowie die Anzahl (n) der Werte,
über die gemittelt wurde und die entsprechenden Standardabweichungen. Die dargestellten
mittleren Werte der gemessenen Inklinationen für Lake Kinneret und Birkat Ram sind nur
6 Interpretation der Ergebnisse
109
Näherungen, da die Werte anhand einer Abbildung digitalisiert wurden und daher eine gewisse Ungenauigkeit beinhalten.
Tab. 6.1 Vergleich der zu erwartenden Inklinationswinkel der Regionen, aus denen die vorliegenden Daten stammen, mit den Mittelwerten der am Sediment gemessenen Inklinationen. n = Anzahl der gemessenen/digitalisierten Inklinationen
Makran
(315KA)
Lake Kinneret
(KIND4)
Birkat Ram
(BIR2-1/2/3)
Bulgarien
Lago di Mezzano
(LMZ-C)
geografische Breite
β [°]
24,5
32,5
33,2
41 - 45
42,4
Inklinationen [°]
berechnet nach
tan I = 2 tan β
42,4
51,9
52,6
60,1 - 63,4
61,3
Mittelwert der
gemessenen
Inklinationen [°]
29,1
44,0
46,0
Standardabweichung
n = 141
3,7
n = 119
6,9
59,4
n = 1 64
56,0
n = 17 0
8,6
6
5,7
n = 19 0
Inklination wird steiler
Verglichen mit den an den Sedimenten gemessenen Inklinationen sind die für den jeweiligen
Breitengrad berechneten Werte tendenziell um bis zu 10° steiler. Demnach sind alle am Sediment gemessenen Inklinationen abgeflacht (Kap. 3.2.2).
Hohe Sedimentationsraten sowie hohe Tonmineralanteile in der Matrix (Lu et al., 1990) können zur Verflachung der Inklinationen beitragen (Kap. 3.2.2). Die mittleren Sedimentationsraten betragen für Makran, Lake Kinneret sowie Birkat Ram etwa 0.9 bis 1.3 cm pro Jahr
(Frank et al., 2002), die mittlere Sedimentationsrate für den Lago di Mezzano liegt bei
0.9 mm pro Jahr (Frank, 1999). Es ist dementsprechend sehr wahrscheinlich, dass die Sedimentationsraten wichtige Faktoren bei der Entstehung der vorliegenden Inklinationsfehler
waren. Die gestreckte Form remanenztragender Mineralkörner (Kap. 3.2.2) sowie eine spätere Kompaktion (King & Channell, 1991) nehmen ebenfalls Einfluss auf den Grad der Einregelung der magnetischen Fraktion. Naheliegend ist daher, dass eine Kombination dieser Faktoren den Grad der Abflachung bewirkt hat.
Die obigen Betrachtungen zeigen, dass sich die Inklinationswerte für Makran in das allgemein zu erwartende Schema einfügen.
110
6 Interpretation der Ergebnisse
Die Sedimente des Kerns 315 KA wurden in marinem Milieu abgelagert, während Birkat
Ram, Lake Kinneret sowie der Lago di Mezzano limnische Seen sind. In Seen sind ruhigere
Ablagerungsbedingungen zu erwarten als im Meer, in dem die Sedimentation unter anderem
durch Strömungen beeinflusst wird. Die gemessenen Werte der Inklination für die Region um
Makran stimmen innerhalb der Standardabweichung nicht mit dem berechneten Wert überein, im Gegensatz zu den Vergleichsdaten der anderen Regionen (Tab. 6.1). Zu vermuten ist,
dass sich hier der Einfluss der verschiedenen Sedimentationsbedingungen (limnisch/marin)
reflektiert.
Die Bedingungen unter denen magnetische Partikel abgelagert werden, sind letztendlich nur
näherungsweise zu erfassen. Die unterschiedlichen Einflüsse bei der Entstehung der Inklination und der Deklination der Charakteristischen Remanten Magnetisierung in Sedimenten aus
verschiedenen Milieus tragen dazu bei, dass eine genau zeitgleiche sowie absolute Übereinstimmung der Wertevariationen nicht zu erwarten ist.
Creer et al. (1983) verglichen hochauflösend Deklinationen und Inklinationen innerhalb Europas (England, Schweiz, Griechenland) indem sie detailliert Phasen kennzeichneten, während
der die Deklination in allen Kurven östlich oder westlich gerichtet beziehungsweise die Inklinationen zeitgleich zu minimalen oder maximalen Werten tendierten. Die gleiche Methode
verwendete Frank et al. (2002).
Mit Blick auf die Arbeiten nach Creer et al. (1983) und Frank et al. (2002) wurden in den Kurven für Makran Phasen mit auffällig flachen/steilen Inklinationen beziehungsweise östlich/westlich gerichteten Deklinationen definiert und diese versucht in allen Vergleichskurven
zu identifizieren.
Wenn davon ausgegangen wird, dass die Altersdatierungen der Sedimentkerne einer hohen
Genauigkeit entsprechen, mit Ausnahme der archäomagnetischen Daten von Bulgarien, so
müssen Zeitabschnitte mit ähnlichen charakteristischen Kurvenverläufen die folgenden Kriterien erfüllen:
A. die Phasen müssen auf Grund der Westdrift im Westen später zu erkennen sein als
im Osten. Dies bedeutet bei einer angenommenen Driftrate von 0.2°/a (Kap. 6.2)
müssen sie, verglichen mit der Kurve für Makran, in der Kurve für:
a. Lago di Mezzano (Italien) etwa 270 Jahre
b. Bulgarien etwa 190 bis 230 Jahre
c. Birkat Ram und Lake Kinneret (Israel) etwa 150 Jahre
später auftreten. Durch die unterschiedlichen Sedimentationsbedingungen oder eine
6 Interpretation der Ergebnisse
111
geringe Abweichung von der Driftrate ist eine Differenz zu den oben genannten Zeitangaben um +/- 100 bis 200 Jahre möglich, größere Zeiträume sind jedoch unwahrscheinlich
B. Charakteristische Phasen, die in den Inklinationen der einzelnen Kurven auftauchen,
müssen sich in den Deklinationen der jeweiligen Regionen innerhalb eines Zeitraums
von maximal 50 bis 100 Jahren zeitgleich in einem deutlichen Ost- oder Westtrend reflektieren, da die Erdmagnetfeldelemente in Abhängigkeit zueinander stehen
Die Abbildungen 6.11/6.12 zeigen einen Vergleich der Kurven aller gemessenen Inklinationen/Deklinationen. Die Ergebnisse der Kerne von Makran, Lake Kinneret, Birkat Ram sowie
dem Lago di Mezzano wurden gleitend über fünf Messpunkte gemittelt gegen das Alter aufgetragen. Für Bulgarien wurden die Inklinationen gleitend über neun Messpunkte gemittelt
dargestellt.
Die Maximal-/Minimalwerte der Amplituden sowohl der Inklinations- als auch der Deklinationskurven für alle Kerne sind auffallend ähnlich. In allen Kurven sind Frequenzen von wenigen bis zu mehreren hundert Jahren zu beobachten.
Um die zu vergleichenden Inklinations- und Deklinationskurven auf ihre Korrelierbarkeit zu
überprüfen, wurden im Folgenden auffällige charakteristische Kurvenverläufe definiert (siehe
oben). Diese unterscheiden sich in erster Linie durch ihre Zeitdauer voneinander:
1.
Zeitsequenz ~ 100 Jahre
In Abbildung 6.11 wurde in der Inklinationskurve für Makran ein charakteristisches Minimum in den Inklinationswerten mit einem Pfeil gekennzeichnet. Dieses Minimum
wurde, unabhängig von der Zeit, in den anderen Kurven versucht zu identifizieren und
die Ergebnisse ebenfalls mit Pfeilen markiert (Abb. 6.11).
In Abbildung 6.12 wurden nach demselben Prinzip Zeiten mit auffällig westlich gerichteten Deklinationen durch Pfeile markiert.
0
3600
70
3600
60
3300
50
3300
40
3000
70
3000
60
2700
50
2700
40
2400
70
2400
60
2100
50
2100
40
1800
30
1800
70
1500
60
1500
50
1200
40
1200
30
900
40
900
35
Lago di Mezzano, Italien
LMZ-C
Inklination
[°]
600
30
Bulgarien,
Inklination
[°]
600
25
Birkat Ram, Israel
BIR2-1/2/3
Inklination
[°]
300
20
Lake Kinneret, Israel
KIND4
Inklination
[°]
300
0
Makran
315KA
Inklination
[°]
W
Abb. 6.11 Überregionaler Vergleich der Inklinationen der ChRM für Makran, Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), Birkat Ram/Israel
(Frank et al., 2002) sowie den Lago di Mezzano/Italien (Frank, 1999) über fünf Messpunkte gemittelt und Bulgarien über neun
Messpunkte gemittelt (Kovacheva et al., 1997). Die hellgrauen Felder markieren Zeiträume, während der sich der Kurvenverlauf
der in der Kurve für Makran mit einem dunkelgrauen Feld gekennzeichnet wurde, wiederholen müsste. Die Pfeile markieren Zeiten
mit auffallend flachen Inklinationen, welche in allen Kurven reflektiert sind.
Alter [a B.P.]
E
112
6 Interpretation der Ergebnisse
Alter [a B.P.]
Alter [a B.P.]
3000
3300
3600
3000
3300
3600
Abb. 6.12 Überregionaler Vergleich der Deklinationen der ChRM für Makran, Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), Birkat Ram/Israel
(Frank et al., 2002) sowie den Lago di Mezzano/Italien (Frank, 1999) über fünf Messpunkte gemittelt und Bulgarien über neun Messpunkte gemittelt (Kovacheva et al., 1997). Die hellgrauen Felder markieren Zeiträume, während der sich charakteristische Änderungen
in den Kurven, entsprechend denen in den Inklinationskurven reflektieren müssten. Die Pfeile markieren Zeiträume mit auffallend
westlich gerichteten Deklinationen.
2700
2700
0
2400
20
2400
0
2100
-20
2100
20
1800
0
1800
-20
1500
40
1500
0
1200
-40
1200
25
900
0
Lago di Mezzano, Italien
LMZ-C
Deklination
[°]
900
-25
Bulgarien
Deklination
[°]
600
10
Birkat Ram, Israel
BIR2-1/2/3
Deklination
[°]
600
0
Lake Kinneret, Israel
KIND4
Deklination
[°]
300
-10
Makran
315KA
Deklination
[°]
W
300
0
E
6 Interpretation der Ergebnisse
113
Alter [a B.P.]
114
2.
6 Interpretation der Ergebnisse
Zeitsequenz ~ 1000 Jahre
In der Inklinationskurve für Makran wurde ein Kurvenabschnitt, der einen Zeitraum
von ~ 1000 Jahren umfasst, definiert und dieses Zeitfenster dunkelgrau hinterlegt
(Abb. 6.11). Dieses Referenzzeitfenster findet sich in den anderen Kurven in hellgrau
genau dort wieder, wo unter Berücksichtigung der Westdrift näherungsweise dieser
Kurvenabschnitt ebenfalls reflektiert sein müsste.
In Abbildung 6.12 wurde die graue Kennzeichnung in den Deklinationskurven zeitlich
genau übernommen und überprüft, ob dort Korrelationen vorhanden sind.
3.
Zeitsequenz > 1000 Jahre
Die Inklinations- und Deklinationskurven wurden in den Abbildungen 6.13 und 6.14
durch eine Mittelung über 19 Messpunkte großzügig geglättet. Variationen über eine
Dauer von nur wenigen hundert Jahren, welche auch ein Rauschen widerspiegeln
können, wurden hierdurch eliminiert. Dies ermöglichte eine Betrachtung von Amplituden > 1000 Jahren.
zu 1.) Zeitsequenz ~ 100 Jahre
Eine Zeit mit einer extrem flachen Inklination findet sich in der Kurve für Makran etwa
1300 a B.P (Pfeil). Die zeitliche Differenz zwischen der Sequenz in der Kurve für Makran und
einem ähnlichen Ereignis in den Kurven für Israel ist sehr groß (etwa 500 Jahre). Nach den
oben angegebenen Kriterien wäre der Zeitunterschied zu groß, um durch einen Fehler in der
Altersdatierung oder unterschiedlichen Sedimentationsbedingungen erklärt zu werden. Darüber hinaus sollte sich der gekennzeichnete Kurvenabschnitt auf Grund der Westdrift in der
Kurve für Makran früher als in den Kurven für Bulgarien und Israel zeigen. Jedoch ist diese
Sequenz in der Kurve für Makran später zu beobachten.
Für die Region um den Lago di Mezzano ist ein Zeitraum mit abgeflachten Inklinationen fast
zeitgleich mit der Sequenz für Makran zu erkennen. Allerdings hält dieser mehr als 300 Jahre
an, ist demnach wesentlich länger als die Perioden, die in den anderen Kurven (etwa 100
Jahre) identifiziert wurden.
Alter [a B.P.]
E
3600
3600
Abb. 6.13 Überregionaler Vergleich der Inklinationen für Makran, Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), Birkat Ram/Israel
(Frank et al., 2002), den Lago di Mezzano/Italien (Frank, 1999) sowie Bulgarien (Kovacheva et al., 1997) über 19 Messpunkte gemittelt . Deutlich sind in jeder Kurve, bis auf Bulgarien, in den letzten 3600 a B.P. drei Phasen mit flachen Inklinationen zu zählen, die in der Abbildung durch Pfeile gekennzeichnet sind.
3300
0
3300
70
3000
60
3000
50
2700
40
2700
70
2400
60
2400
50
2100
40
2100
70
1800
60
1800
50
1500
40
1500
30
1200
60
1200
50
900
40
900
30
Lago di Mezzano, Italien
LMZ-C
Inklination
[°]
600
35
Bulgarien,
Inklination
[°]
600
30
Birkat Ram, Israel
BIR2-1/2/3
Inklination
[°]
300
25
Lake Kinneret, Israel
KIND4
Inklination
[°]
300
0
Makran
315KA
Inklination
[°]
W
6 Interpretation der Ergebnisse
115
Alter [a B.P.]
Alter [a B.P.]
3000
3300
3600
3000
3300
3600
Abb. 6.14 Überregionaler Vergleich der Deklinationen der ChRM für Makran, Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), Birkat Ram/Israel
(Frank et al., 2002), den Lago di Mezzano/Italien (Frank, 1999) sowie Bulgarien (Kovacheva et al., 1997) über 19 Messpunkte
gemittelt. Deutlich sind in jeder Kurve je zwei, für den Lago di Mezzano drei, kurzzeitige Phasen mit westlich gerichteten Deklinationen zu erkennen. Diese sind durch Pfeile gekennzeichnet.
2700
2700
0
2400
20
2400
0
2100
-20
2100
20
1800
0
1800
-20
1500
40
1500
0
1200
-40
1200
25
900
0
Lago di Mezzano, Italien
LMZ-C
Deklination
[°]
900
-25
Bulgarien
Deklination
[°]
600
10
Birkat Ram, Israel
BIR2-1/2/3
Deklination
[°]
600
0
Lake Kinneret, Israel
KIND4
Deklination
[°]
300
-10
Makran
315KA
Deklination
[°]
W
300
0
E
116
6 Interpretation der Ergebnisse
Alter [a B.P.]
6 Interpretation der Ergebnisse
117
Die Betrachtung einer Sequenz mit auffällig flachen Inklinationen in der Kurve für Makran
(Abb. 6.12, Pfeil) zeigt, dass sich eine solche Sequenz in allen Kurven wiederfindet. Eine
Zeitabfolge wie sie von Ost nach West (früher/später) zu erwarten wäre, ist jedoch nicht gegeben, daher ist fraglich, ob es sich hier tatsächlich um das gleiche Ereignis handelt.
Eine Betrachtung einzelner Bereiche mit auffallend westlich gerichteten Deklinationen (Abb.
6.12, Pfeile) zeigt ebenfalls, dass hier die Zeitunterschiede von Kurve zu Kurve bis zu etwa
200 Jahren (Makran verglichen mit Lake Kinneret) variieren. In den Kurven für Lake Kinneret und Birkat Ram wurde durch Frank et al., 2002 eine Phase vor etwa 1400 a B.P. mit
westlichen Deklinationen zeitgleich identifiziert (Pfeile), welche jedoch in der vorliegenden
Abbildung mit keiner anderen Kurve korreliert.
Dementsprechend sind mögliche Zusammenhänge zwischen den einzelnen Ereignissen in
den Deklinationen der verschiedenen Regionen unwahrscheinlich.
zu 2.) Zeitsequenz ~ 1000 Jahre
Etwa 1850 a B.P. sind die Inklinationen in der Kurve für Makran (Abb. 6.11) kurzzeitig sehr
flach. Sie werden dann innerhalb von hundert Jahren steiler bis etwa 30°, flachen für die
nächsten 100 Jahre noch einmal leicht ab, um nach einem kurzen Anstieg erneut vor
1300 a B.P. einen minimalen Wert zu erreichen. Es folgen 200 Jahre in denen die Inklinationen kontinuierlich einen Höchstwert von etwa 35° anstreben, der bis vor etwa 800 Jahren
nur noch einmal geringfügig abflacht.
Dieser Kurvenabschnitt umspannt einen Zeitraum von etwa 1000 Jahren.
Die Werte in den Inklinationskurven für Lake Kinneret und Birkat Ram müssen demnach
150 bis 250 Jahre später, also zwischen etwa 1700 a B.P. und 1600 a B.P. einen Anstieg
verzeichnen.
In der Kurve für Lake Kinneret ist tatsächlich eine Änderung hin zu steileren Inklinationen zu
beobachten, diese verläuft jedoch gleichzeitig mit der Änderung in der Kurve für Makran, beginnt also ebenfalls vor etwa 1850 a B.P.. Bei Betrachtung des grau hinterlegten Zeitabschnitts ist die Inklination zu Beginn dieses Abschnitts vor etwa 1700 a B.P. verglichen mit
der Inklination für Makran steiler, auch erfährt die Inklination während der folgenden
1000 Jahre keine nennenswerte Abflachung mehr.
In der Region um Birkat Ram lässt sich ein Anstieg in den Inklinationswerten verfolgen, jedoch erfolgt dieser Anstieg auch hier bereits früher als auf Grund der Westdrift zu erwarten
wäre. Tendenziell wird die Inklination über das markierte Zeitfenster auch hier steiler, jedoch
zeigt der Kurvenverlauf nur eine geringe Ähnlichkeit mit dem Kurvenverlauf der Inklination für
118
6 Interpretation der Ergebnisse
Makran.
In der Kurve für Bulgarien ist während des gekennzeichneten Zeitraums eine Amplitude reflektiert, welche keine Ähnlichkeit mit dem Kurvenverlauf der Inklinationen für Makran aufweist.
In der Region des Lago di Mezzano bleiben die Inklinationen während der ersten 300 Jahre
innerhalb des grau hinterlegten Fensters gleich und werden dann gleichmäßig steiler. Auch
dieser Kurvenverlauf unterscheidet sich deutlich vom Kurvenverlauf der Inklination für
Makran während des erwarteten Zeitraums.
Die Inklinationskurve für Makran verläuft also ohne nennenswerte Übereinstimmung mit den
Kurven der Regionen um den Lake Kinneret, Birkat Ram, Bulgarien sowie dem Lago di
Mezzano während der entsprechenden Zeitdauer.
Die graue Kennzeichnung, die den Kurvenabschnitt in der Inklinationskurve für Makran hervorhebt (Abb. 6.11), wurde in Abb. 6.12 zeitlich übernommen und die Deklinationen wie
schon zuvor die Inklinationen auf charakteristische Verläufe während dieses Zeitraums überprüft. Ebenso wurden die Kennzeichnungen der Inklinationskurven der anderen Regionen mit
Blick auf eine Westdrift zeitgleich auf die Deklinationskurven übertragen.
In den grau hinterlegten Bereichen sind die Deklinationen für Makran westlich ausgerichtet,
während sie für Lake Kinneret eine östliche Ausrichtung aufweisen. Die Deklinationen für
Bulgarien und dem Lago di Mezzano zeigen ebenfalls eine westliche Ausrichtung. Jedoch
drehen die Deklinationen für den Lago di Mezzano für die letzten 300 Jahre des gekennzeichneten Zeitraums Richtung Osten.
Der Kurvenverlauf der Deklinationen für Birkat Ram zeigt nach etwa 500 Jahren eine Wendung von östlicheren zu westlicheren Deklinationen.
Übereinstimmungen in den Kurven sind demnach während des hervorgehobenen Zeitabschnitts nicht zu erkennen.
zu 3.) Betrachtung von Amplituden > 1000 Jahre
Bei genauer Betrachtung der über 19 Messpunkte gemittelten Inklinationskurven (Abb. 6.13)
fällt auf, dass über einen Zeitraum von 3600 Jahren alle Kurven annähernd die gleiche Anzahl Amplituden (zwei) mit ähnlicher Wellenlänge aufweisen. Zeiten mit flacheren Inklinationen sind wider durch Pfeile gekennzeichnet.
Da die Daten für Bulgarien in dieser Darstellung nur bis maximal 2600 a B.P. zurückreichen,
ist die älteste Sequenz flacher Inklinationen, die am Lago di Mezzano am frühesten vor etwa
6 Interpretation der Ergebnisse
119
2800 a B.P. identifiziert werden kann, hier nicht reflektiert. In der Inklinationskurve für Makran
ist dieser Zeitabschnitt nur angedeutet.
Ein Vergleich der Sequenzen mit flachen Inklinationen, welche in den Kurven zwischen 1400
und 1800 a B.P. reflektiert sind zeigt, dass hier eine Zeitdifferenz von maximal 400 Jahren
zwischen der Kurve mit der jüngsten Sequenz für den Lago di Mezzano (1400 a B.P.) und
der ältesten Sequenz für den Lake Kinneret (1800 a B.P.) vorliegt. Die Zeitdifferenzen zwischen den jüngsten Sequenzen mit flachen Inklinationen ist dagegen größer und beträgt von
der jüngsten für die Region um den Lago di Mezzano (300 a B.P.) und der ältesten für den
Lake Kinneret (1000 a B.P.) 700 Jahre.
Mit Blick auf die Zeitskala halten die Sequenzen mit flachen Inklinationen nicht die vorgegebenen Kriterien der Abfolge von Ost (früher) nach West (später) ein, wiederholen sich aber in
jeder Kurve in der Reihenfolge von alt nach jung mit einem ähnlichen Zeitabstand. Von der
ältesten zur zweitjüngsten Sequenz liegt etwa eine Zeitdifferenz von 1400 (Makran, Lake
Kinneret, Lago di Mezzano) bis 1700 Jahren (Birkat Ram). Zwischen der zweitjüngsten und
der jüngsten Sequenz flacher Inklinationen liegen Zeitdifferenzen von etwa 1000 Jahren
(Makran, Birkat Ram, Lago di Mezzano) sowie etwa 900 Jahren (Lake Kinneret, Bulgarien).
Abbildung 6.14 zeigt die Deklinationskurven wie zuvor die Inklinationskurven in Abbildung
6.13 über 19 Messpunkte gemittelt. In dieser Abbildung wurden westlich gerichtete Zeitabschnitte in den Deklinationen mit Pfeilen markiert.
Ein Vergleich mit der Kurve für Bulgarien ist in dieser Abbildung kaum möglich, da die
Messpunkte stark reduziert sind.
Auffallend ist, dass die gekennzeichneten westlich gerichteten Amplituden in allen Kurven
zeitlich stark zu einander variieren und keinerlei Regeln entsprechend der Westdrift folgen.
Dies deutet daraufhin, dass eine Korrelation für die Deklination im Gegensatz zur Inklination
nicht möglich ist.
Allerdings können auch in den Deklinationskurven über einen Zeitraum von 3600 Jahren bei
einer größeren Glättung ein bis zwei Amplituden pro Kurve (maximal drei/Lago di Mezzano)
gezählt werden (Abb. 6.14).
Gesamt gesehen bleibt ein Vergleich von Deklinations- sowie Inklinationsänderungen über
einen kürzeren Zeitraum von < 1000 Jahren fragwürdig, da keine Übereinstimmungen in den
Kurven für diese Zeiträume gefunden wurden. Minimale/maximale Amplituden in den Inklinations-/Deklinationskurven, die < 1000 Jahre sind, sind nicht in allen Kurven reflektiert und
spiegeln daher vermutlich Schwankungen wieder, die eher einer Messungenauigkeit oder
einem Rauschen entsprechen (Abb. 6.11/6.12).
120
6 Interpretation der Ergebnisse
Bei Betrachtung langfristiger Änderungen (> 1000 Jahre) sind Ähnlichkeiten in den Inklinationsänderungen der verschiedenen Regionen zu beobachten (Abb. 6.13). Über einen Zeitraum von 3600 Jahren kann in allen Kurven in etwa die gleiche Anzahl Amplituden (1000 bis
2000 Jahre) gezählt werden. Ein Vergleich der Variation in den Inklinationen zeigt, dass diese Amplituden in den betrachteten Regionen, im Gegensatz zu denen von kürzerer Dauer
(< 1000 Jahre), durchaus korrelieren können. In den Deklinationen wurde diese Korrelation
jedoch nicht deutlich.
Eine, oben als Kriterium der Vergleichbarkeit angegebene zeitlich definierte Abfolge identifizierter Ereignisse für alle drei betrachteten Zeitsequenzen in den Inklinationen/Deklinationen
von Ost nach West durch eine Westdrift, konnte bei dem Vergleich in der vorliegenden Arbeit
nicht nachvollzogen werden. Da bereits in Kap. 6.1 bei einem Vergleich der relativen Paläointensitäten gezeigt wurde, dass die Altersdatierungen für Bulgarien und dem Lago di Mezzano
annähernd der Altersdatierung der Kurve für Makran entsprechen, ist eine Altersungenauigkeit als mögliche Ursache hierfür auszuschließen und lässt die Schlussfolgerung zu, dass ein
globaler Vergleich/Zusammenhang anhand der vorliegenden Inklinations- und Deklinationsdaten nicht möglich ist.
6 Interpretation der Ergebnisse
121
6.3 Der Einfluss des Klimas auf die gesteinsmagnetischen Parameter
Änderungen in der Mineralogie, Korngrößenvariationen der magnetischen Partikel oder
Konzentrationsschwankungen des magnetischen oder des nichtmagnetischen Mineralinventars können nach Thompson & Oldfield (1986) Klimasignale im Sediment reflektieren. Diese
Klimasignale können die Aufzeichnung der Paläointensitäten im Sediment beeinflussen. Um
eine mögliche Abhängigkeit der magnetischen Parameter vom Klima zu untersuchen, werden an dieser Stelle zunächst die Verwitterungsprozesse an Land, die Erosion, die Sedimentmatrix sowie die möglichen Transportwege des Sediments (des magnetischen Mineralinventars) in der Makran Region im Zusammenhang mit Klimaänderungen genauer betrachtet.
6.3.1 Sedimentation und Klima
Der gefaltete Makran Akkretionskeil breitet sich landwärts bis ins Inland von Baluchistan aus
(Arthurton et al., 1982; White, 1982). An Land formt er die Makran Gebirgsketten, deren
semiarides Rückland durch tektonische Hebungen, Erdbeben und Tsunamis sowie durch
rasche Abtragungen, vor allem während episodischer Flussüberschwemmungen nach starken Regenfällen im Winter und Stranderosionen während des Sommermonsuns (Kap. 2.1),
charakterisiert ist (Snead, 1993a).
Verwitterung, Erosion und Sedimenttransport
Typisch für eine Wüstenregion kommt es hier durch die intensive Sonneneinstrahlung zu
einer mechanischen und chemischen Verwitterung der Gesteine. Dementsprechend sind die
Erosions- und Umlagerungsprozesse der losen oder halbverfestigten klastischen Sedimente
an Land von großer Bedeutung. Regenfälle mit außerordentlich hohen Niederschlagsmassen führen zu Sturzbächen, deren Erosionskraft sich in tief eingeschnittenen V-förmigen
Tälern der Flüsse (wie beispielsweise dem Hingol) widerspiegelt (Snead, 1967).
Das Arbeitsgebiet, in dem die Kerne 56KA sowie 315KA gezogen wurden, liegt SSE vor der
Mündung des Hingol auf dem oberen Kontinentalhang (Abb. 6.15). Der Hingol, welcher das
östliche Makran dräniert, fließt ganzjährig und ist durch die Aufnahme der hohen Niederschlagsmengen im Winter charakterisiert (Snead, 1993a).
122
6 Interpretation der Ergebnisse
58° E
60° E
62° E
64° E
66° E
68° E
70° E
28°N
Heller terrigener Eintrag
durch starke Regenfälle
27°N
Si, Al,
g
Hin
26°N
ol
Fe
Ti, Zr, K,
25°N
NIOP
468 - 472
56KA/39KG
315KA
24°N
23°N
22°N
a) Februar
58° E
60° E
62° E
64° E
66° E
68° E
Heller terrigener Eintrag
durch starke Regenfälle
g
Hin
Si, Al,
Ti, Zr, K,
70° E
28°N
27°N
26°N
ol
25°N
NIOP
468 - 472
Ca
Dunkler, mariner Eintrag
durch hohe Primärpoduktion
56KA/39KG
315KA
24°N
23°N
22°N
b) August
= starke Oberflächenströmung
= schwache Oberflächenströmung
= Sedimenteintrag
= Berge
NIOP
NIOP =
468468
- 472
- 472
Arbeitsgebiet des
"Netherland Indian Ocean Project" (NIOP)
Lokation der Kerne 468 - 472
Abb. 6.15 Modellhafte Darstellung des Sedimenteintrags sowie -transports im Arbeitsgebiet. Im Februar strömt
unmittelbar entlang der Makran Küste ein schwacher Oberflächenwasserstrom von W nach E, weiter südlich bewegen sich die Oberflächenwasserströme entsprechend der Monsunwinde von NE nach SW (nach
Wyrtki, 1973). Trotz extremer Sonneneinstrahlung kommt es episodisch zu starken Regenfällen, die einen
hohen Eintrag hellen terrigenen Materials aus den Bergen über den Hingol sowie flächenhaft über die gesamte Küste zur Folge haben. Große Anteile des terrigenen Eintrags bilden Si und Al, deshalb hier fett
dargestellt, Ti, Zr und K sind in kleineren Mengen vorhanden (Lückge et al., 2001, 2002). Zudem kommt
es nach Von Rad et al. (2002) im Vergleich zu den Sommermonaten zu einem erhöhten Fe Eintrag von
6 Interpretation der Ergebnisse
123
Land (hier fett dargestellt, jedoch mengenmäßig nicht mit dem Eintrag von Si und Al vergleichbar).
Im August kommt es zu einer starken Oberflächenwasserströmung von SW nach NE (nach Wyrtki, 1973).
Die Sommerströme bringen dunkles biogenes Material mit, welches sich mit dem hellen terrigenen Material mischt und vor der Makran Küste als dunkle Lamination abgelagert wird. Nach Von Rad et al. (2002)
wird im Sommer verstärkt biogenes marines Ca abgelagert und weniger Fe (siehe oben). Die Niederschläge sind während der Sommermonate nicht so häufig wie im Winter, jedoch bewirken die starken
Oberflächenströme eine höhere Dünung und somit eine höhere Stranderosion (Snead, 1993a).
Die fluviatile Sedimentablagerung vor der östlichen Makran Küste ist vor allem auf den
Transport durch den Hingol zurückzuführen (Von Rad et al., 2002). Wie bereits erwähnt,
erfolgen die Niederschläge in der Region meist sturzartig, so dass der Eintrag der Sedimente sowohl über den Fluss Hingol, wie auch episodisch flächenhaft über den gesamten Küstenstreifen erfolgt (Abb. 6.15) (Von Rad et al., 2002; Lückge et al., 2001; 2002). Die Sedimente, die von Land eingetragen werden, sind hell.
Die dunklen Laminationen in Kern 56KA (Kap. 2.2.2) bestehen ebenso wie die hellen
Schichten zu einem großen Teil aus klastischem terrigenem Material. Während des Sommers entsteht, zusätzlich zu episodischen Niederschlägen (seltener als im Winter), eine
hohe Dünung, die zu einer verstärkten Stranderosion führt (Snead, 1993a). Wenn die Winde
und die Strömungen im Sommer von Südwesten kommen und sich vor Oman Auftriebsgebiete entwickeln, wird nährstoffreiches Oberflächenwasser vor die Makran Küste transportiert. Entlang der Küste führt dieses zu einer hohen Primärproduktion (Kap. 2). Marine organische Materie wie Fischreste und Plankton lagern sich dann am Meeresgrund ab und sind
unter anderem für die dunkle Färbung der Sommerlamination verantwortlich.
Auch im Winter kann es lokal zu einem Anstieg der Bioproduktivität auf Grund örtlich begrenzter Injektionen von nährstoffreichen Tiefenwässern in das Oberflächenwasser vor der
Küste kommen. Nach Andruleit et al. (2000), die Untersuchungen an Sedimentfallen durchführten, sind diese ein Ergebnis der Abkühlung des Oberflächenwassers und einer folgenden lokalen Konvektion der Wasserschichten. Nach Von Rad et al. (2002) haben diese winterlichen Ereignisse jedoch keinen großen Einfluss auf die jahreszeitlichen Laminationen in
Kern 56KA.
Klimazusammenhang
Die Sedimente des Kerns 56KA spiegeln nach Von Rad et al. (1999a) und Lückge et al.
(2001) die monsungesteuerten Variationen des Niederschlags und des Sedimenteintrags in
das Gebiet des oberen Makran Hangs wider. Viel/wenig Niederschlag korreliert demnach
mit hohen/niedrigen Warvenmächtigkeiten. In der guten Korrelation sehen Von Rad et al.
124
6 Interpretation der Ergebnisse
(1999a) und Lückge et al. (2001) einen direkten Zusammenhang zu variierenden Sommerund Wintermonsunintensitäten.
6.3.2 Klimasignale
Nachfolgend werden die Ergebnisse zur Mineralogie, magnetischen Korngröße und Konzentration der magnetischen Fraktion von Kern 315KA mit Schwerpunkt auf klimaabhängige
Signale genauer betrachtet.
6.3.2.1 Mineralogie
Änderungen in der Mineralogie basieren vorwiegend auf Verwitterungs- beziehungsweise
Diageneseprozessen oder Veränderungen der Sedimentliefergebiete, die unter anderem auf
klimatische Variationen zurückgeführt werden können. Als dominantes remanenztragendes
Mineral, welches für 95 % der Remanenz über die gesamte untersuchte Sedimentsequenz
verantwortlich ist, wurde (Titano-) Magnetit identifiziert (Kap. 5). Der Anteil einer zweiten
höherkoerzitiven Mineralkomponente an der Remanenz beträgt nur rund 5 % und ist über
den untersuchten Zeitraum konstant (Abb. 5.9). Ein klimatischer Einfluss auf die Magnetomineralogie ist demnach nicht vorhanden.
6.3.2.2 Magnetische Korngröße
Die magnetische Korngröße kann die Art des Transportweges des Sediments widerspiegeln, als auch klimaabhängige Variationen desselben. In Untersuchungen von Clemens &
Prell (1990) sowie verschiedener anderer Autoren, die Sedimentkerne im Nordarabischen
Meer untersucht haben, wird für das Sediment ein äolischer Transport postuliert. Sie interpretieren geringe Korngrößenvariationen als Ergebnis einer unterschiedlichen Transportkapazität der Monsunwinde. Prins et al. (2000) untersuchten die Korngrößen der Sedimente
aus den Kernen NIOP 468 - 472 aus einem Gebiet zwischen 24°0’N und 24°45’N sowie
62°10’E und 62°40’E (Abb. 6.15) mit dem Ziel, den Transportweg des terrigenen Eintrags in
diesem Gebiet zu erfassen. Danach dominiert der äolische Staubtransport den terrigenen
Eintrag. Als primäre Quellregionen des Sediments auf dem Makran Kontinentalhang wurden
hier grob die nördliche Arabische Halbinsel, das Gebiet um den Persischen Golf sowie die
Makran Berge identifiziert. Die Autoren differenzierten drei Korngrößengruppen (EM = End
Member):
6 Interpretation der Ergebnisse
125
EM 1 =
~ 50 µm äolischer Staubeintrag (proximal)
EM 2 =
~ 22 µm äolischer Staubeintrag (distal)
EM 3 =
~ 9 µm fluviatiler Schlamm
Von Rad et al. (2002) ermittelten die Korngrößen von Kern 56 KA und ordneten sie entsprechend Prins et al. (2000) wie folgt ein:
EM 2 =
11.2 – 32 µm äolischer Staubeintrag (distal)
(in Spuren)
EM 3 =
2 – 11.2 µm fluviatiler Schlamm (dominant)
In Kapitel 5.5 konnte bereits gezeigt werden, dass die magnetische Korngröße der remanenztragenden Minerale einheitlich in dem sehr feinkörnigen SD-/PSD-Bereich liegen. Dies
lässt zunächst einen überwiegend äolischen Transport der Teilchen vermuten. Die terrigenen Ablagerungen des Kerns 56KA sind jedoch nur zu einem sehr geringen Teil äolisch
beeinflusst (Lückge et al., 2001; 2002). Nach den Untersuchungen durch Von Rad et al.
(2002) und Lückge et al. (2001; 2002) sowie Prins & Weltje (1999; 2000) ist der fluviatile
Eintrag wahrscheinlicher. Da es sich bei den Kernen 56KA und 315KA um die gleichen Sedimente handelt, spiegelt die feine magnetische Korngröße der Sedimente des Kerns
315KA demnach weit transportierte Schwebeteilchen wider.
Die einheitliche Korngröße spricht dafür, dass, unabhängig von einer exakten Bestimmung
der Transportwege der feinkörnigen magnetischen Partikel, das System aus Liefergebiet
und Transportmechanismus über den untersuchten Zeitraum keine wesentliche Änderung
erfahren hat.
6.3.2.3 Konzentration
Eine genauere Betrachtung der Konzentrationsvariationen der ferromagnetischen Fraktion
sowie der diamagnetischen Komponenten der Sedimentmatrix, lässt eine Aussage über
mögliche Verdünnungseffekte des magnetischen Signals durch den Eintrag verschiedener
Sedimentzusammensetzungen aus unterschiedlichen Quellgebieten zu. Deshalb werden
zuerst die wichtigsten Bestandteile der Sedimentmatrix mit Bezug auf ihre Herkunft betrachtet und die Möglichkeit eines Verdünnungseffektes abgeschätzt.
Eine möglicherweise klimaabhängige Erhöhung/Abnahme der Konzentration des magnetischen Mineralinventars kann Einfluss auf die Probe in Form einer Erhöhung/Abnahme der
Remanenz nehmen. Dies soll in einem weiteren Schritt betrachtet werden.
126
6 Interpretation der Ergebnisse
Sedimentmatrix
Nach einer Analyse von Lückge et al. (2001) besteht die Sedimentmatrix von Kern 56KA zu
etwa 46 Gew.% aus SiO2 und zu etwa 15 Gew.% aus Al2O3. Beide Anteile sind nach Lückge
et al. (2001; 2002), bis auf geringe Mengen an marinem biogenem Opal, dem terrigenen
Eintrag zuzuordnen. Der große Anteil an SiO2 entsteht durch den hohen Sedimentabtrag
vom Rückland der Makran Gebirgskette während der sturzartigen Regenfälle sowie den
verstärkten Stranderosionen im Sommer (Lückge et al., 2002).
Als drittgrößte Komponente der Matrix wurde CaCO3 (14 Gew.%) identifiziert. Für die Berechnung von CaCO3 wurde CaO mit einem Faktor von 1.785 multipliziert (Lückge et al.,
2001). Eine optische Analyse von Sedimentmaterial auf Objektträgern ergab, dass der Anteil an CaCO3, neben Spuren von detritischem Dolomit, hauptsächlich von Kokkolithen, Foraminiferen und Bruchstücken von Pteropoden stammt (Lückge et al., 2001). CaCO3 ist
demnach zum größten Teil mariner biogener Herkunft.
Fe2O3, MgO, K2O, Na2O, TiO2, P2O5 und MnO definieren in dieser Reihenfolge mit abnehmender Prozentzahl in etwa die verbleibenden 25 Gew.% an der gesamten Sedimentmatrix
(Lückge et al., 2001).
Nach Satyanarayana & Ramana (1994) wird Kalium aus Illit (und Glimmer) hauptsächlich
fluviatil von Land in das Nordarabische Meer eingetragen. Titan, ähnlich wie Zirkon, ist konzentriert in Schwermineralen, wie Ilmenit und Rutil und ist bevorzugt in groben Silt- und
Sandfraktionen angereichert. Dementsprechend werden sie ebenfalls als terrigener Eintrag
vom Land definiert (Shimmield & Mowbray, 1991; Sirocko et al., 1993). Der Titangehalt hat
also weniger einen marinen Ursprung (ozeanische Basalte).
Die Anteile von SiO2 und CaCO3 für Kern 56KA variieren während der letzten 3600 Jahre
mit maximal +/- 5.5 um 46 Gew.% beziehungsweise +/- 4.7 um 15 Gew.% und besitzen
damit bereits die höchsten Schwankungsbreiten. Für Al2O3 beträgt die Variation nur noch 2
Gew.%, und alle weiteren Sedimentanteile schwanken um < 1 Gew.%. Dies verdeutlicht,
dass die Zusammensetzung des Sediments sich über die Jahre hinweg nicht wesentlich
verändert hat und das Liefergebiet demnach dasselbe geblieben sein muss.
Verdünnungseffekte
In Kapitel 3 wurde bereits beschrieben, dass Quarz und Calcit diamagnetische Minerale
sind und eine schwache negative Suszeptibilität (χSiO2 = -0.6 x 10-8 m3kg-1 und χCaCO3 = -0.5 x
10-8 m3kg-1) besitzen. Hierdurch nehmen sie Einfluss auf die Gesamtsuszeptibilität einer
Probe und verringern diese in der Summe. Vergrößert/verringert sich ihr Anteil, so verringert/vergrößert sich die Suszeptibilität bei gleich bleibendem Eintrag magnetischer Partikel.
6 Interpretation der Ergebnisse
127
SiO2 wurde mit etwa 46 Gew% als Hauptbestandteil der Sedimentmatrix identifiziert. Es
schwankt jedoch um maximal +/- 5.5 Gew.%. Ein Verdünnungseffekt ist also eher gering zu
bewerten.
Ebenso schwankt der CaCO3-Gehalt (χCaCO3 = -0.5 x 10-8 m3kg-1) des Sediments mit einem
Mittelwert von 13.7 Gew.% nur zwischen 11.1 und 16.8 Gew.%. Somit sind die Schwankungen im Karbonatgehalt zu gering, um in der Suszeptibilität sichtbare Verdünnungseffekte
durch einen erhöhten diamagnetischen Anteil zu bewirken.
Konzentration der magnetischen Fraktion
Nach Von Rad et al. (1999a; 2002) ist die Warvenmächtigkeit von Kern 56KA abhängig von
monsungesteuerten Niederschlagsvariationen und dem dementsprechenden fluviatilen Sedimentzufluss durch höhere/niedrigere Abflussraten von Land.
Von Rad et al. (2002) führten hochauflösende Untersuchungen an Kern 39KG, der die gleichen Sedimentabfolgen wie die Kerne 56KA sowie 315KA enthält, mit Blick auf geochemische Variationen innerhalb einer Warvensequenz durch. Als Leitelemente nutzten sie Ca
und Fe. Ein Vergleich der Konzentrationen der Elemente zeigt, dass die Kurven von Ca und
Fe invers korrelieren (Von Rad et al., 2002). Gleichzeitig korrelieren die Werte für Fe/Ca mit
den hell/dunkel Laminationen.
Fe ist in Form von Schwermineralen, Eisenoxiden und Pyrit vor allem in der hellen detritischen Winterlamination zu finden, während Ca in Form von Kokkolithen, Bruchstücken von
Foraminiferen und Karbonatdetritus hauptsächlich der dunklen Sommerlamination zugeordnet ist, welche arm an Fe ist (Von Rad et al., 2002). Demnach kann der Fe-Gehalt, also
auch die magnetische Fraktion, hauptsächlich auf den terrigenen Eintrag zurückgeführt
werden.
Allgemein wäre zu erwarten, dass Ca auf Grund der Eigenfarbe eher in den hellen Schichten vorkommt, während Eisenoxide eher in den dunklen Schichten zu finden sind. Jedoch
wird die dunkle Farbe, wie schon erwähnt, hier durch den Anteil an dunkler organischer
Materie herbeigeführt und nicht durch die Mineralfarben.
Ein Vergleich der Konzentrationen von SiO2, Fe2O3 und CaCO3 (Lückge et al., 2001) des
Kernes 56KA (Abb. 6.16 d/e/f) zeigt, dass SiO2, wie Al2O3, negativ mit CaCO3 und positiv mit
Fe2O3 korreliert.
CaCO3 ist nach Lückge et al. (2001; 2002) hauptsächlich biogener mariner Herkunft und gilt
als Indikator für die Bioproduktivität, während Aluminium als Indikator für tonigen Detritus
vom Kontinent gilt (Sirocko et al., 1989; Lückge et al., 2002). Auch SiO2 wird hauptsächlich,
bis auf geringe biogene Anteile, dem terrigenen Eintrag zugeordnet (Lückge et al., 2002).
Alter [a B.P.]
terrigener Eintrag
Bioproduktivität
Abb. 6.16 Vergleich der Kurven von Warvenmächtigkeit [mm] (Von Rad et al., 1999) sowie CaCO3 [Gew.%], Fe2O3 [Gew.%] und SiO2 [Gew.%] (Lückge et al., 2002) von Kern 56KA
mit κ [10-6SI] und S-0.3 gemessen an Kern 315KA. Kurve a) ist ein gleitendes Mittel über 39 Messpunkte, die Kurven b) bis f) sind gleitende Mittel über drei Messpunkte.
terrigener Eintrag
3600
3600
f)
3300
3300
(Titano-)
Magnetitanteil
3000
3000
Konzentration
ferromagnetischer
Partikel
2700
2700
Niederschlag
2400
0
2400
e)
11 12 13 14 15 16
2100
48
2100
47
1800
46
1800
d)
45
1500
6.8
1500
6.6
1200
6.4
1200
c)
6.2
900
b)
0.94 0.95 0.96 0.97
CaCO 3 [Gew.%]
56KA
900
150
SiO 2 [Gew.%]
56KA
600
120
Fe2 O 3 [Gew.%]
56KA
600
a)
90
S-0.3
315KA
300
2
κ [10-6 SI]
315KA
300
0
0.4 0.8 1.2 1.6
Warvenmächtigkeit [mm]
56KA
128
6 Interpretation der Ergebnisse
Alter [a B.P.]
6 Interpretation der Ergebnisse
129
Dies stützt die zuvor bereits an der Laminationsabhängigkeit von Fe und Ca dargestellte
These, dass die ferromagnetischen Partikel des Sediments zu einem großen Teil terrigener
Herkunft sind.
Die Fe2O3 Konzentration schwankt über die gesamte Kurve annähernd gleichmäßig gering
um ein Mittel und sinkt, wie SiO2, nur im unteren Drittel etwas. Der Eintrag von Fe2O3 variiert
also nur gering über die Jahre.
Zeiten mit maximalen Warvenmächtigkeiten sind in Abbildung 6.16 a) grau hinterlegt, um
eine mögliche klimaabhängige Korrelation der Suszeptibilitätskurve des Kerns 315KA mit
der Warvenmächtigkeit zu erfassen. Bei genauerer Betrachtung fällt auf, dass trotz des geringeren terrigenen Eintrags, dargestellt durch SiO2 und Fe2O3, zwischen etwa 3600 a B.P.
bis 2500 a B.P. κ Maximalwerte erreicht.
Abschnittsweise verschiebt sich die Kurve für S-0.3 in den Bereichen mit erhöhten Warvenmächtigkeiten gegen eins (Abb. 6.16 c). Dies bedeutet, dass sich das Verhältnis von Hämatit zu (Titano-) Magnetit zugunsten des (Titano-) Magnetit verändert. Der konstante Verlauf
der Fe2O3 Kurve lässt den Rückschluss zu, dass es für die magnetische Phase während des
Zeitraums erhöhter Warvenmächtigkeiten und Titanomagnetitkonzentrationen eine weitere
Eintragsquelle gibt, die nicht mit dem sonstigen terrigenen Eintrag, also auch dem Hämatiteintrag, zusammenfällt.
Die Sequenzen erhöhter Warvenmächtigkeiten im unteren Kernbereich bis etwa 2500 a B.P.
und zwischen etwa 1400 und 1900 a B.P. gehen einher mit einer erhöhten Bioproduktivität
(Abb. 6.16 a/f), während der Sauerstoff in der Sauerstoffminimumzone gegen Null geht.
Studien mit lebenden magnetotaktischen Bakterien, die reinen Magnetit produzieren, aus
Kernen mit hohen Redoxgradienten zeigten, dass diese Bakterien bevorzugt in oder nahe
der Übergangszone von oxischem zu anoxischem Milieu konzentriert sind (Petermann &
Bleil, 1993). Daher ist die Vermutung naheliegend, dass es sich bei der möglichen zusätzlichen Eintragsquelle um biogenen Magnetit handelt, auch wenn die hier durchgeführten gesteinsmagnetischen Untersuchungen dies nur bedingt bestätigen. Hierbei ist zu bedenken,
dass bei den gesteinsmagnetischen Untersuchungen immer das integrative Signal aller
remanenztragender Minerale aller Eintragsquellen betrachtet wird. Die Quellen unabhängig
voneinander zu ermitteln, ist an dieser Stelle nicht möglich.
Gesamt betrachtet, sind die magnetischen Parameter nicht über den terrigenen Eintrag an
das Klima gekoppelt, da Fe2O3 sowie SiO2 den terrigenen Eintrag widerspiegeln und hier
keine positive Korrelation mit den Warvenmächtigkeiten zu sehen ist (Abb. 6.16 a/d/e).
Dagegen scheint zeitweise eine weitere Eintragsquelle für die magnetische Fraktion vorhanden zu sein, die in Zeiten erhöhter Warvenmächtigkeiten und gleichzeitig erhöhter Bioproduktivität eine Verschiebung der Mineralogie der remanenztragenden Partikel hin zu
130
6 Interpretation der Ergebnisse
einem höheren relativen Magnetitanteil zur Folge hat. Für das paläomagnetische Signal ist
diese zusätzliche Eintragsquelle jedoch von geringer Bedeutung, da für die relative Paläointensität eine Korrektur der NRM in Bezug auf die Konzentration vorgenommen wird
(Kap. 6.1).
7 Zusammenfassung
131
7 Zusammenfassung
Die Sedimente des Kastenlotkerns 315KA aus dem Bereich des Makran Akkretionskeils vor
Pakistan im nordostarabischen Meer weisen eine hohe Sedimentationsrate von ~ 1 mm/a
sowie saisonale Ablagerungen von hellen und dunklen Laminationen auf. Durch die Korrelation der Turbiditablagerungen des Kerns 315KA mit denen des Kerns 56KA, die nach von
Rad et al. (1999a) auf +/- 5 Jahre genau datiert wurden, sowie einer Zählung der Laminationen, konnten die Ablagerungen bis auf +/- 10 Jahre genau für die letzten 3600 Jahre datiert werden.
Dem Kern 315KA wurden kontinuierlich Würfelproben (Kantenlänge (innen) 2 cm ~ 20 Jahre)
entnommen, welche detailliert mit gesteinsmagnetischen Methoden analysiert wurden. Auffallend hohe Werte der Natürlichen Remanenten Magnetisierung (NRM) der Sedimentproben
und eine sehr gute Korrelation mit einer im Labor rezent aufgeprägten ARM (Anhysteretische
Remanente Magnetisierung) sprechen für eine besonders gut definierte Ausrichtung des
Magnetisierungsvektors sowie für eine ungestörte Erhaltung der Anordnung der remanenztragenden Minerale in den Proben. Die gemessenen Intensitätsdaten der NRM (MNR) spiegeln also in besonderem Maß die Konstellation des Paläoerdmagnetfeldes wider.
Im Verlauf der Entmagnetisierung wurde deutlich, dass in allen Proben nur eine stabile Remanzrichtung vorhanden war, die Proben also frei von weiteren remanenten Überprägungen
waren.
Um Fehler durch viskose Überprägungen zu vermeiden, wurden die Intensitäten der NRM,
ARM und IRM (Isothermale Remanente Magnetisierung) in dieser Arbeit jeweils nach einem
Entmagnetisierungsschritt von 10 mT für weitere Interpretationen verwendet (MNR (10 mT),
MAR (10 mT) und MIR (10 mT)).
95 % der Remanenz der Proben werden von einem niederkoerzitiven Mineral getragen, wie
bei dem IRM-Erwerb deutlich wurde. Auch die Hysteresemessungen zeigen einen überwiegenden Anteil ferrimagnetischer Minerale als Träger der Remanenz an. Eine weitere Unterstützung dieser These ergibt sich aus S-0.3T. S-0.3T ist ein Parameter für das Verhältnis von
hoch- zu niedrigkoerzitiven Mineralen, der zwischen null und eins variiert. Der niedrigkoerzitive Anteil ist groß, wenn S-0.3T gegen eins geht. S-0.3T wurde hier mit einem Minimum von
0.938 und einem Mittelwert von 0.957 berechnet. Auf Grund der thermomagnetischen Untersuchungen ist davon auszugehen, dass es sich bei diesem Mineral um titanarmen Titanomagnetit oder Magnetit handelt.
Eine zweite, hochkoerzitive Phase trägt zu etwa 5% zu der Remanenz bei. Da die Bildung
von Hämatit speziell unter ariden Bedingungen stattfindet (Thompson & Oldfield, 1986) und
132
7 Zusammenfassung
die kontinentalen Liefergebiete der Region um das Arabische Meer Wüsten sind, ist nahe
liegend, dass es sich bei der zweiten Phase um Hämatit handelt.
Konzentrationsänderungen im Verhältnis von Hämatit zu Magnetit über den gesamten Kern
werden in der Betrachtung von S-0.3T und MHIR (Intenstität der Harten Isothermalen Remanenz) deutlich. Demnach geht eine Konzentrationserhöhung/-senkung von Hämatit einher
mit einer Konzentrationserhöhung/-senkung von Titanomagnetit. Nur fünf sehr geringmächtige Horizonte bildeten eine Ausnahme, in denen ein Konzentrationsanstieg zugunsten des
Hämatits auftrat. Da die Mächtigkeit dieser Lagen maximal einen Zentimeter beträgt und
Hämatit nur wenig zum magnetischen Signal beiträgt (siehe oben), wurden sie hier vernachlässigt. Beide Minerale variieren also, bis auf wenige Ausnahmen, annähernd gleichmäßig
über den gesamten Kern. Änderungen der Hämatitkonzentration konnten anhand von MHIR
verfolgt werden, Änderungen der Titanomagnetit-/Magnetitkonzentration anhand von
MAR (10 mT) oder MIR (10 mT).
In den erhöhten Feldstärken des Median Destructive Fields (MDFNR, MDFAR und MDFIR)
spiegelt sich eine hohe Stabilität der Remanenz wider. Zugleich deutet dies auf kleine magnetische Korngrößen hin. Ein Vergleich von MDFAR und MDFIR bestätigt die Annahme, dass
sich die Korngrößen der magnetischen Fraktion im SD- beziehungsweise PSD-Bereich befinden. Auch das Auftragen der Verhältnisse von MRS/MS (Remanente Sättigungsmagnetisierung/Sättigungsmagnetisierung) und BCR/BC (Remanenzkoerzitivkraft/Koerzitivkraft) aus
den Hysteresemessungen in dem Diagramm nach Day et al. (1977) spiegelt Korngrößen im
Pseudo-Single-Domain (PSD) Bereich wider.
Der Anteil superparamagnetischer (SP) Teilchen am gesamten Korngrößenspektrum wurde
über die frequenzabhängige Suszeptibilität κfd bestimmt und ist sehr niedrig. Der Einfluss auf
die magnetischen Eigenschaften ist dementsprechend vernachlässigbar.
Aus dem Verhältnis MAR (10 mT)/MIR (10 mT) wurde ersichtlich, dass der relative Anteil feiner
Korngrößen zur Kernbasis hin gering zunimmt. Der konstante Zusammenhang zwischen
MAR (10 mT) und der Intensität der Sättigungs Isothermalen Remanenten Magnetisierung (MSIR)
verdeutlichte eine weitestgehend einheitliche Korngröße der magnetischen Fraktion.
Für die Bestimmung der relativen Paläointensität des Erdmagnetfeldes, war eine Korrektur
von MNR (10 mT) in Bezug auf die Konzentration der remanenztragenden Teilchen erforderlich.
Aus diesem Grund erfolgte die Abschätzung der relativen Paläointensität über die Normierung von MNR (10 mT) auf die Parameter Suszeptibilität (κ), MAR (10 mT) und MSIR als ebenfalls
konzentrationsabhängige gesteinsmagnetische Parameter. Eine genauere Betrachtung
zeigte, dass die Kurve für MNR die wesentlichen Merkmale der normierten Kurven schon aufwies. Die relative Intensität des Paläoerdmagnetfeldes drückte sich also bereits in der unkor-
7 Zusammenfassung
133
rigierten NRM der Proben aus. In der vorliegenden Arbeit wurde der Parameter
MNR (10 mT)/MAR (10 mT) für einen Vergleich der relativen Paläointensität mit Paläointensitätswerten aus der Literatur verwendet.
Für Sedimente aus dem marinen Milieu wurden bisher noch keine hoch auflösenden relativen Paläointensitätsdaten für das Holozän gewonnen. Diese Abschätzung ist bis dato einzigartig und liefert wertvolles neues Datenmaterial. Die bisher in der Literatur veröffentlichten
relativen Paläointensitätsdaten aus benachbarten Regionen basieren hauptsächlich auf
archäomagnetischen Untersuchungen. Auf Grund chemischer und mineralogischer Veränderungen des magnetischen Mineralinventars während der archäomagnetischen Analysemethoden sowie relativ ungenauer Datierungen und einer lückenhaften Dokumentation
stimmen die archäomagnetisch gewonnen Vergleichsdaten mit den hier ermittelten relativen
Paläointensitätsschwankungen nicht exakt überein. Dennoch ergeben sich abschnittsweise
Ähnlichkeiten, die vermuten lassen, dass die hier ermittelte Paläointensitätskurve ein gesichertes Abbild der Variationen der relativen Paläointensität für die Region des Arabischen
Meeres darstellt.
Die Paläointensität des Erdmagnetfeldes ist auf einen Dipol zurückzuführen und ist somit ein
globales Charakteristikum des Paläoerdmagnetfeldes, demnach weltweit vergleichbar
(Channell, 2000). Richtungsvariationen des Paläoerdmagnetfeldes sind auf Grund der Tatsache, dass sie auf den Nichtdipolanteil zurückgeführt werden ortsabhängig und demnach
nur regional bis etwa zur Ausdehnung eines Kontinents vergleichbar. Seit Jahren wird über
eine globale Vergleichbarkeit von Säkularvariationen diskutiert.
Da für die Region des nordostarabischen Meeres bisher keine hochauflösende Rekonstruktion der Paläosäkularvariationen mit Bezug auf die Richtung des Paläoerdmagnetfeldes
durchgeführt wurde, gibt es keine regionalen Vergleichsmöglichkeiten für die hier ermittelten
Daten.
Die Inklinationen der Sedimentproben liegen im Mittel um 30° und entsprechen den für einen
geozentrischen axialen Dipol an dieser Lokation zu erwartenden Werten, wenn berücksichtigt wird, dass auf Grund der hohen Sedimentationsrate sowie eines Kompaktionseffektes
eine leichte Abflachung des Inklinationswinkels üblich ist.
Da die Daten in der vorliegenden Arbeit aus sich heraus stimmig sind, besteht kein Zweifel
an den hier rekonstruierten Richtungsvariationen. Somit sind diese ein neuer Beitrag zur
weltweiten Erfassung von Paläosäkularvariationsdaten, die bis zur Widerlegung als Stand der
Erkenntnis gelten.
Ein überregionaler Vergleich der hier ermittelten Inklinations- und Deklinationswerte mit
Archivdaten von Richtungsvariationen an Sedimenten aus dem Kratersee von Birkat
Ram/Israel (Frank et al., 2002), dem Lake Kinneret/Israel (Thompson et al., 1985), dem Lago
134
7 Zusammenfassung
di Mezzano/Italien (Frank et al., 1999) sowie archäomagnetische Daten an archäologischen
Funden für Bulgarien (Kovacheva et al., 1997) zeigte, das die am Sediment gemessenen
Inklinationswinkel der zu vergleichenden Regionen ebenfalls um bis zu 10° flacher sind als
auf Grund einer Berechnung mit Hilfe der Breitengrade zu erwarten wäre. Die flacheren Inklinationswinkel für Makran entsprechen also dem üblichen Grad eines Inklinationsfehlers.
Weiterhin wurde deutlich, dass die Inklinationswinkel im vorliegenden Vergleich von Ost nach
West steiler werden. Die Werte für Makran sich demnach gut in das Schema einfügen.
Die Betrachtung der Deklinations- sowie Inklinationsänderungen für alle oben genannten
Regionen anhand von drei Zeitsequenzen mit unterschiedlicher Dauer (~ 100 Jahre,
~ 1000 Jahre, > 1000 Jahre) ergab, das eine Korrelation von Amplituden über einen kürzeren
Zeitraum von < 1000 Jahren fragwürdig ist. Die in dieser Arbeit verglichenen Kurven für diese
Zeiträume wiesen keine Übereinstimmungen auf. Minimale/maximale Amplituden in den
Inklinations-/Deklinationskurven, die < 1000 Jahre sind, sind nicht in allen Kurven reflektiert
und spiegeln daher vermutlich Schwankungen wieder, die eher einer Messungenauigkeit
oder einem Rauschen entsprechen.
Bei Betrachtung langfristiger Änderungen (> 1000 Jahre) sind Ähnlichkeiten in den Inklinationsänderungen der verschiedenen Regionen zu beobachten. Über einen Zeitraum von
3600 Jahren kann in allen Kurven in etwa die gleiche Anzahl Amplituden gezählt werden. Ein
Vergleich der Variation in den Inklinationen zeigt, dass diese Amplituden in den betrachteten
Regionen, im Gegensatz zu denen von kürzerer Dauer durchaus korrelieren können. In den
Deklinationen wurde diese Korrelation jedoch nicht deutlich.
Eine als Kriterium der Vergleichbarkeit angegebene zeitlich definierte Abfolge identifizierter
Ereignisse für alle betrachteten Zeitsequenzen in den Inklinationen/Deklinationen von Ost
nach West durch eine Westdrift, konnte bei dem Vergleich in der vorliegenden Arbeit nicht
nachvollzogen werden. Da bereits in Kap. 6.1 bei einem Vergleich der relativen Paläointensitäten gezeigt wurde, dass die Altersdatierungen für Bulgarien und dem Lago di Mezzano
annähernd der Altersdatierung der Kurve für Makran entsprechen, ist eine Altersungenauigkeit als mögliche Ursache hierfür auszuschließen und lässt die Schlussfolgerung zu, dass ein
globaler Vergleich/Zusammenhang anhand der vorliegenden Inklinations- und Deklinationsdaten nicht möglich ist.
Die Betrachtung der gesteinsmagnetischen Parameter mit Blick auf Klimaschwankungen
erfolgte über die Mineralogie, die Korngröße und die Konzentration der magnetischen Mineralfraktion.
Als dominantes remanenztragendes Mineral, welches für 95% der Remanenz über die gesamte untersuchte Sedimentsequenz verantwortlich ist, wurde wie oben bereits erwähnt
(Titano-) Magnetit identifiziert. Der Anteil der zweiten, höherkoerzitiven Mineralkomponente
7 Zusammenfassung
135
an der Remanenz beträgt rund 5 % und ist über den untersuchten Zeitraum konstant. Ein
klimatischer Einfluss auf die Magnetomineralogie ist demnach nicht vorhanden.
Die hier ermittelte kleine Korngröße magnetischer Partikel reflektiert weit transportierte
Schwebeteilchen. Die einheitliche Korngröße spricht dafür, dass, unabhängig von einer exakten Bestimmung der Transportwege der feinkörnigen magnetischen Partikel, das System
aus Liefergebiet und Transportmechanismus über den untersuchten Zeitraum keine wesentliche Änderung erfahren hat, somit ein Klimazusammenhang nicht nachvollziehbar ist.
Die Gewichtsprozentanteile von SiO2, Al2O3, CaCO3, Fe2O3, MgO, K2O, Na2O, TiO2, P2O5
und MnO an der Sedimentmatrix schwanken nur gering (Lückge et al., 2001). Dies verdeutlicht, dass sich auch die Zusammensetzung des Sediments über die Jahre hinweg nicht
auffällig verändert hat und das Liefergebiet immer gleich geblieben sein muss. Sichtbare
Verdünnungseffekte in der Suszeptibilität durch einen erhöhten diamagnetischen Anteil
(CaCO3 und SiO2) wurden ausgeschlossen.
Klimaabhängige Perioden erhöhter Warvenmächtigkeiten (von Rad et al., 1999) gehen einher mit der Verschiebung des Verhältnisses von Hämatit zu (Titano-) Magnetit zugunsten
des (Titano-) Magnetit sowie einer erhöhten Bioproduktivität. In Zeiten erhöhter Bioproduktivität geht der verminderte Gehalt an Sauerstoff in der Sauerstoffminimumzone gegen Null.
Naheliegend ist, dass es sich bei einer möglichen weiteren Eintragsquelle um biogenen
Magnetit handelt, auch wenn die vorliegenden Untersuchungen dies nicht endgültig bestätigen. Dabei ist zu bedenken, dass bei den hier durchgeführten Untersuchungen immer ein
Gemisch aller remanenztragender Minerale aller Eintragsquellen betrachtet wird. Die Quellen
unabhängig voneinander zu ermitteln, war nicht möglich.
Die zusätzliche Eintragsquelle für die magnetische Fraktion scheint in Zeiten erhöhter
Warvenmächtigkeiten sowie erhöhter Bioproduktivität eine Erhöhung der Konzentration der
remanenztragenden Partikel zur Folge zu haben. Eine Verbindung zu Klimaänderungen lässt
sich allerdings nicht zuverlässig belegen. Für das paläomagnetische Signal ist diese zusätzliche Eintragsquelle von geringer Bedeutung, da für die relative Paläointensität eine Korrektur der NRM in Bezug auf die Konzentration vorgenommen wurde.
Die besonderen magnetischen Eigenschaften der hier vorgestellten Sedimente aus dem
nordostarabischen Meer legen weitere paläo- und gesteinsmagnetische Untersuchungen an
entsprechendem Material aus der Region des Makran Akkretionskeils nahe. Untersuchungen
an Kastenlotkernen ähnlich den Kernen 56KA sowie 315KA wären für einen möglichen Vergleich der hier vorgestellten Ergebnisse von großem Wert. Leider stehen im Moment solche
Kerne nicht zur Verfügung. Eine Forschungsfahrt war für Oktober 2001 geplant, konnte aber
nicht durchgeführt werden.
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Anhang A:
Gesteinsmagnetische Parameter
Teufe
[cm]
26
28
31
33
36
41
49
50
51
52
53
55
58
60
62
65
67
68
71
77
79
81
84
89
93
96
98
101
103
106
108
Alter
[a B.P.]
80
100
140
170
190
210
300
310
320
330
340
360
380
397
414
430
450
480
520
620
635
675
700
755
784
813
836
870
898
932
960
MNR (10 mT)
[mA/m]
39,81
37,95
49,26
48,56
36,88
49,07
46,6
56,77
53,53
59,29
51,45
53,11
53,98
60,49
57,98
55,94
63,95
77,473
74,13
69,72
59,88
59,5
66,93
59,34
60,51
64,59
71,51
72,61
76,61
69,63
72,35
Gesteinsmagnetische Parameter Kern 315KA
κ
[10-6SI]
90
95
κfd
[%]
0,5
3,5
3,6
101
4,3
111
103
104
108
108
103
102
107
108
104
108
105
MIR (10 mT)
[mA/m]
MSIR
[mA/m]
MHIR
[mA/m]
MAR/MSIR
S-0.3 T
121,59
127,08
1438,3
1513,8
1747,4
1801,4
89,7
99,7
0,07
0,07
0,95
0,94
137,05
1685,8
2002,6
112,8
0,07
0,95
140,93
1750,6
2103
131,9
0,07
0,94
161,79
141,37
1996,5
1708,1
2353,9
2012,7
113,5
92,6
0,07
0,07
0,95
0,96
170
174,89
175
181
173,72
183,07
190
198
188
2202,3
2330,7
2120
2140
2177
2255,3
2220
2430
2310
2390
2472,9
2626,6
2418,7
2424,3
2443,8
2539,6
2527,2
2744,8
2654,9
2722,2
0,07
0,07
0,07
0,07
0,07
0,07
0,08
0,07
0,07
0,96
0,95
0,95
0,96
0,96
0,96
0,95
0,96
0,95
0,96
2,5
98
95
100
103
104
102
107
104
100
107
MAR (10 mT)
[mA/m]
2,0
2,3
2,0
3,1
4,3
2,9
2,3
1,8
4,1
3,0
3,4
2,6
2,7
3,2
2,7
1,9
2,2
76,6
63,4
88,2
81,3
100,4
85,2
1
Teufe
[cm]
110
113
115
118
129
132
134
136
139
141
144
146
148
151
153
156
160
165
168
172
175
187
189
194
196
201
203
208
210
213
215
Alter
[a B.P.]
985
1015
1045
1070
1157
1176
1206
1227
1247
1267
1287
1311
1334
1357
1379
1398
1427
1461
1482
1508
1529
1620
1645
1678
1696
1728
1752
1781
1806
1816
1838
MNR (10 mT)
[mA/m]
76,94
82,82
73,51
91,84
92,2
74,84
84,7
93,81
88,87
74,14
65,28
65,28
71,05
79,39
94,71
87,92
76,95
91,81
95,92
86,29
73,27
81,6
90,15
87,73
84,36
87,1
80,21
78,47
81,05
74,8
72,48
Gesteinsmagnetische Parameter Kern 315KA
κ
[10-6SI]
105
105
106
108
110
110
130
112
119
113
99
104
108
114
116
118
115
125
127
112
101
110
115
115
125
110
110
112
118
111
110
κfd
[%]
3,0
3,2
3,1
3,2
1,8
1,4
3,7
1,9
1,6
1,0
0,8
1,6
2,4
2,1
3,2
2,9
3,1
3,6
2,3
2,3
3,1
2,6
2,7
2,2
2,7
2,0
1,9
1,3
1,3
2,9
MAR (10 mT)
[mA/m]
194
191,27
175,5
210
214
179
206
208
197
185
157
164
145
170
209
194
204
229
231
214
202
206
227
217
233
216
216
198
220
196
190
MIR (10 mT)
[mA/m]
2250
2432,2
2310,6
2560
2610
2110
2400
2500
2310
2140
1740
1870
1710
2192,4
2460
2340
2370
2710
2730
2430
2380
2150
2530
2410
2480
2470
2480
2240
2570
2270
2190
MSIR
[mA/m]
2712,8
2613,4
2951,2
2961,4
2390,4
2849,4
2682,2
2433,6
1993,8
2126,1
1978,9
2419,4
2835,3
2736,8
2743,5
3084,3
3171,4
2725,6
2651,1
2461,5
2867,1
2738
2906,4
2764,6
2781,9
2547,5
2867,4
2519,3
2470,8
MHIR
[mA/m]
99,7
83,7
56,9
82,2
49,3
58,6
63,1
54,8
77,3
94,3
125,3
57,7
82,4
44,1
38,5
60,1
67,3
78,6
52,2
57,4
72,2
37,7
23,8
47,6
MAR/MSIR
S-0.3 T
0,07
0,07
0,07
0,07
0,07
0,96
0,96
0,95
0,95
0,96
0,96
0,07
0,07
0,08
0,08
0,08
0,07
0,07
0,07
0,07
0,07
0,07
0,07
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,96
0,96
0,95
0,96
0,96
0,94
0,96
0,95
0,95
0,95
0,95
0,97
0,97
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
2
Teufe
[cm]
218
220
224
228
231
233
238
240
243
245
250
252
255
257
260
262
264
267
269
274
276
279
281
283
286
288
290
293
295
297
302
Alter
[a B.P.]
1861
1885
1931
1979
2004
2033
2090
2119
2148
2171
2220
2246
2272
2296
2318
2343
2368
2394
2416
2454
2477
2504
2531
2555
2577
2599
2620
2642
2663
2683
2702
MNR (10 mT)
[mA/m]
81,42
76,6
60,71
81,61
88,37
85,12
86,93
83,39
74,89
79,52
81,36
83,18
69,98
67
68,29
55,33
71,85
64,95
89,6
93,84
95,11
92,25
90,1
86,63
101,7
102,9
86,1
99,25
102,7
93,62
110,7
Gesteinsmagnetische Parameter Kern 315KA
κ
[10-6SI]
111
103
116
107
111
111
108
109
110
108
109
113
117
117
115
115
111
114
123
116
116
123
122
122
143
122
118
125
130
128
126
κfd
[%]
3,0
3,0
2,9
1,4
0,6
1,6
1,8
1,8
1,8
2,4
0,9
1,0
1,7
1,4
1,6
3,0
1,2
1,7
1,2
0,9
0,7
1,4
2,0
0,3
2,2
2,2
0,8
1,3
1,8
1,2
1,6
MAR (10 mT)
[mA/m]
224
202
223
182
194
193
189
176
157
185
179
190
199
214
200
205
207
194
211
211
216
220
212
201
224
217
209
222
248
232
239
MIR (10 mT)
[mA/m]
2380
2180
2400
2050
2080
2080
2110
2060
1860
2090
2100
2210
2280
2360
2300
2350
2350
2250
2510
2330
2273
2212
2224
2191
2368
2190
2290
2363
2379
2193
2292
MSIR
[mA/m]
2758,5
2455,3
2695,6
2305,8
2346,1
2370,2
2487,6
2304,1
2094,3
2339,2
2323,1
2446,9
2580,9
2758,3
2598,1
2662,4
2639,8
2545,2
2840,3
2650,1
2734,6
2932,1
2860,1
2663,5
3040,5
2802,8
2638,3
2837,1
3094
2921
2991,8
MHIR
[mA/m]
54
38,2
39,4
24,7
30,7
50,1
86,8
28,6
31
31,7
10,4
22,3
50,9
80,2
50,3
59,8
25,3
52,9
52,6
50,9
46,7
93,2
118
65,2
57,2
8,6
31,9
42,2
22,8
58,9
12,5
MAR/MSIR
S-0.3 T
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,07
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,07
0,08
0,08
0,08
0,07
0,08
0,07
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,96
0,97
0,96
0,97
0,95
0,95
0,94
0,96
0,96
0,96
0,97
0,97
0,96
0,95
0,96
0,95
0,96
0,96
0,95
0,95
0,96
0,95
0,94
0,95
0,96
0,96
0,95
0,96
0,96
0,96
0,96
3
Teufe
[cm]
305
312
314
317
319
323
325
327
330
332
335
337
339
342
344
346
349
351
354
356
358
361
368
370
373
375
380
382
385
387
389
Alter
[a B.P.]
2722
2788
2808
2826
2843
2862
2881
2901
2920
2939
2958
2977
2997
3016
3035
3054
3073
3093
3112
3131
3150
3169
3188
3207
3226
3245
3284
3304
3324
3344
3364
MNR (10 mT)
[mA/m]
99,96
107,9
96,53
115,4
101,7
95,69
112,2
117,1
119,8
128,9
116,8
127,6
120,1
136,9
123,5
130,4
121,6
131,7
129,5
111,4
120,4
108
125,2
123,7
122,6
120,7
115,9
120
118,9
113,4
128,5
Gesteinsmagnetische Parameter Kern 315KA
κ
[10-6SI]
125
125
129
124
110
122
122
122
116
119
126
120
121
117
122
118
123
122
122
119
116
119
125
122
128
125
124
128
125
130
134
κfd
[%]
1,7
1,9
0,9
1,2
0,8
2,0
0,9
4,0
2,3
1,2
2,1
0,7
1,1
2,3
2,8
2,2
0,7
1,9
1,9
3,3
2,3
2,8
2,2
MAR (10 mT)
[mA/m]
241
255
244
237
239
236
247
236
252
257
225
258
249
240
227
239
229
245
220
204
219
218
226
230
232
240
220
237
257
236
250
MIR (10 mT)
[mA/m]
2288
2405
2302
2294
2282
2215
2343
2238
2416
2427
2370
2800
2670
2620
2420
2520
2470
2670
2390
2170
2340
2280
2490
2480
2510
2590
2390
2600
2690
2490
2670
MSIR
[mA/m]
2797,1
2963,4
2754,7
3233,6
2998,6
2700,8
2956,8
2884,5
2962,1
3006,8
2738,7
3152,8
MHIR
[mA/m]
76,1
41,2
40,5
64,5
68,1
128,8
87,1
41,9
39,5
65,1
36,4
40,8
MAR/MSIR
S-0.3 T
0,09
0,09
0,09
0,07
0,08
0,09
0,08
0,08
0,09
0,09
0,08
0,08
0,95
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,95
0,95
0,96
0,96
0,96
0,96
2945,4
17,9
0,08
0,96
2844,8
2755,4
2991,4
2753
2447,6
2634,1
2569,2
2809,2
2787,4
2828,5
2981,1
2720,1
2961
3075,2
2832,4
3046,4
40,2
23,8
20,9
48,8
44,9
48,6
47,2
63,6
47,1
49,8
102,3
72
83,5
96,8
79,4
92,9
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,96
0,96
0,96
0,96
0,95
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
0,95
0,95
0,96
4
Teufe
[cm]
399
401
404
406
408
413
416
Alter
[a B.P.]
3444
3464
3484
3504
3524
3564
3584
MNR (10 mT)
[mA/m]
126,3
109,2
122,1
120,4
117,7
132,9
93,44
κ
[10-6SI]
127
132
131
134
130
130
137
κfd
[%]
1,2
MAR (10 mT)
[mA/m]
256
242
253
252
244
254
202
MIR (10 mT)
[mA/m]
2770
2600
2720
2710
2550
2740
MSIR
[mA/m]
3177,4
2960,7
3098,2
3095,9
2908,7
3136,4
2538,4
MHIR
[mA/m]
99,5
81,1
71,7
106,4
92,1
91,2
MAR/MSIR
S-0.3 T
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,08
0,95
0,96
0,96
0,96
0,96
0,96
-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------Teufe
[cm]
31
33
50
52
68
71
72
97
107
111
115
137
138
150
152
170
176
178
200
BCR/BC
1,990
2,281
2,152
2,068
2,081
2,101
2,317
1,983
2,113
2,129
2,027
2,188
2,114
1,970
2,087
2,092
2,024
1,937
2,284
BC
[mT]
21,029
18,442
18,959
20,391
19,939
20,136
18,159
21,225
19,629
19,934
21,020
19,105
19,971
19,495
19,706
19,789
21,225
20,643
18,536
BCR
[mT]
41,8368
42,0742
40,7925
42,1664
41,4842
42,2983
42
42,0845
41,476
42,4399
42,6016
41,801
42,2124
38,4104
41,1313
41,3934
42,9525
39,9855
42,3364
Gesteinsmagnetische Parameter Kern 315KA
MRS/MS
0,258
0,218
0,247
0,268
0,246
0,239
0,194
0,259
0,241
0,252
0,271
0,230
0,241
0,224
0,241
0,240
0,269
0,263
0,215
MS (0.3T) MRS (0.3T)
[Am²/kg] [Am²/kg]
0,011
0,003
0,014
0,003
0,013
0,003
0,010
0,003
0,012
0,003
0,010
0,002
0,007
0,001
0,010
0,003
0,014
0,003
0,008
0,002
0,012
0,003
0,015
0,003
0,011
0,003
0,009
0,002
0,012
0,003
0,013
0,003
0,013
0,004
0,008
0,002
0,012
0,003
Teufe
[cm]
204
205
212
214
215
240
318
352
372
373
421
423
425
427
428
430
BCR/BC
2,133
2,011
2,087
2,242
2,191
2,266
2,162
2,363
2,320
2,436
2,262
2,187
2,064
2,286
2,203
2,197
BC
[mT]
19,247
20,806
20,191
17,881
18,761
19,619
19,169
17,610
17,024
17,465
17,781
18,862
20,443
17,871
18,412
18,602
BCR
[mT]
41,0509
41,8474
42,1436
40,0889
41,0972
44,4566
41,452
41,6149
39,4976
42,5521
40,2144
41,2516
42,1899
40,8569
40,559
40,8648
MRS/MS
0,232
0,271
0,244
0,214
0,228
0,224
0,223
0,209
0,208
0,172
0,207
0,230
0,248
0,205
0,221
0,213
MS (0.3T) MRS (0.3T)
[Am²/kg] [Am²/kg]
0,010
0,002
0,009
0,002
0,011
0,003
0,010
0,002
0,012
0,003
0,009
0,002
0,013
0,003
0,012
0,002
0,013
0,003
0,007
0,001
0,015
0,003
0,015
0,003
0,012
0,003
0,010
0,002
0,014
0,003
0,009
0,002
5
Gesteinsmagnetische Parameter Kern 315KA
6
Anhang B:
Paläomagnetische Daten
Teufe
[cm]
26
28
31
33
36
41
49
50
51
52
53
55
58
60
62
65
67
68
71
77
79
81
84
89
93
96
98
101
103
106
108
Alter
[a B.P.]
80
100
140
170
190
210
300
310
320
330
340
360
380
397
414
430
450
480
520
620
635
675
700
755
784
813
836
870
898
932
960
MNR(10 mT)/
MAR(10 mT)
Paläomagnetische Daten Kern 315KA
0,405
0,382
MNR(10 mT)/
MSIR
MNR(10 mT)/
κ
0,442
0,399
0,028
0,027
0,376
0,517
0,466
0,414
0,028
0,530
0,421
0,028
0,500
0,511
0,529
0,565
0,558
0,559
0,598
0,479
0,524
0,350
0,383
0,339
0,334
0,372
0,391
0,382
0,387
0,370
0,033
0,037
0,024
0,025
0,025
0,025
0,026
0,028
0,029
0,028
0,026
0,027
0,628
0,581
0,572
0,620
0,549
0,587
0,633
0,668
0,672
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Teufe
[cm]
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156
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168
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194
196
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203
208
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213
215
Alter
[a B.P.]
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1045
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1816
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0,453
0,453
0,377
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0,031
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0,030
0,029
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κ
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0,789
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1
Teufe
[cm]
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293
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297
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305
312
Alter
[a B.P.]
1861
1885
1931
1979
2004
2033
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2722
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[cm]
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385
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399
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[a B.P.]
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MSIR
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κ
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Teufe
[cm]
413
416
Alter
[a B.P.]
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MAR(10 mT)
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Teufe
[cm]
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98
101
103
Alter
[a. B.P.]
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Dek
[°]
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-1,1
-2,7
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-3,6
-1,5
-5,6
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-9
-4,7
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-6,9
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3,2
6,7
-0,1
-1,1
0,9
2,9
Ink
[°]
28,5
28,7
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18,3
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27
28,3
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31
30,1
31,2
32
32,8
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36,4
37,7
39,8
25
34,8
33,9
33,1
32,1
31,6
33
Paläomagnetische Daten Kern 315KA
MNR(10 mT)/
κ
1,022
0,682
Teufe
[cm]
404
408
Teufe
[cm]
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108
110
113
115
118
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132
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139
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148
151
153
156
160
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168
172
175
187
189
Alter
[a. B.P.]
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1461
1482
1508
1529
1620
1645
Alter
[a B.P.]
3484
3524
MNR(10 mT)/
MAR(10 mT)
0,483
0,482
Dek
[°]
5
4,6
2
5
4,9
7,1
3,4
3,3
0,2
2,9
-3,5
-0,2
-0,4
10,4
4,8
4
7,8
3
4,2
-0,6
5,6
5,9
-5
2,6
Ink
[°]
33,9
34,7
35,7
33,4
31,6
33,5
24,9
24,4
24,5
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26,6
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26,5
26,9
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26,1
16,7
30,7
29,2
MNR(10 mT)/
MSIR
0,039
0,040
MNR(10 mT)/
κ
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3
Teufe
[cm]
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196
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Alter
[a. B.P.]
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1979
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2033
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2343
2368
2394
2416
2454
2477
2504
Dek
[°]
10,4
7,9
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4
3,7
-3,2
0,5
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-4,4
1,3
4,4
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0,7
0,5
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-0,8
1,1
3
0,4
-3,8
-0,6
-5,1
-2,3
-2,6
-2,7
Paläomagnetische Daten Kern 315KA
Ink
[°]
29,3
28,9
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29,9
30,2
30,7
30,1
27,4
18,8
19,3
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33,2
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30,8
32,4
30,1
29,3
28,4
28,5
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27,9
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28,2
29,8
29,5
30,9
29,4
28,7
29,9
Teufe
[cm]
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314
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349
351
354
356
358
Alter
[a. B.P.]
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3131
3150
Dek
[°]
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2
-7,1
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-6
-5,3
Ink
[°]
29,3
27,9
27,9
29,5
30,3
29,7
18,7
29,3
30,2
30,4
29,7
29,1
28,9
22
30,7
31,9
30,1
31,1
30,5
29,3
28,7
27,8
28,9
29,4
29,7
31,3
30,6
28,7
31,4
30,4
4
Teufe
[cm]
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394
399
401
404
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408
413
416
Alter
[a. B.P.]
3169
3188
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3226
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3484
3504
3524
3564
3584
Dek
[°]
-4,6
-4,8
-3,1
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-1,3
-0,5
-2,1
-1,6
-3,3
-1,5
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-4,3
-4,8
-8,1
-4,8
-5,7
-4,7
-1,2
1,6
Paläomagnetische Daten Kern 315KA
Ink
[°]
30
34,6
32
31
29,4
30,2
29,9
30,5
30,7
30,3
29,6
27,8
27,7
28,6
28,4
28,5
26,9
26,3
26,9
5