Romy Meyer

Onze planeet wordt omgeven door een enorm schild tegen schadelijke zonne- en kosmische straling. Als deze straling niet door het aardmagnetisch veld zou worden afgebogen kan het de atmosfeer beschadigen en communicatiesystemen verstoren (Boteler e.a., 1998; Courtillot e.a., 2007). Het aardmagnetisch veld kan worden beschreven aan de hand van een richting en een sterkte, en beide veranderen voortdurend door de tijd heen. Het onderzoeksgebied dat zich bezighoudt met de variaties van het aardmagnetisch veld in het verleden staat bekend als paleomagnetisme. Door gebruik te maken van archeologische materialen, vulkanische gesteenten of sedimenten kunnen we de vroegere veldwaarde op een specifieke locatie en op een bepaald moment in de tijd achterhalen. Op dit moment wordt het aardmagnetisch veld gekenmerkt door een gebied met een zwakke veldsterkte boven Zuid-Amerika, de zogenoemde Zuid Atlantische Anomalie (ZAA) (Fig. 1). Deze anomalie van lage intensiteit is een van de meest intrigerende kenmerken van het huidige geomagnetische veld. Het huidige gedrag ervan wordt bestudeerd met behulp van satellietdata, maar over het gedrag in het verleden is nog veel onbekend (Campuzano e.a., 2019; Engbers e.a., 2022; Nilsson e.a., 2022). In dit proefschrift richt ik mij eerst op het bestuderen van de betrouwbaarheid van vulkanische gesteenten als paleomagnetische archieven, met behulp van data van de Etna en La Palma. Vervolgens onderzoek ik het gedrag van de ZAA door paleomagnetische data te verzamelen van drie verschillende locaties op aarde: de Revillagigedo-archipel, La Réunion en het eiland Bali in Indonesië (Fig. 1).

Gemiddeld genomen over een voldoende lange tijdsperiode kan het aardmagnetisch veld worden benaderd als een geocentrische axiale dipool (GAD), maar het verandert voortdurend in tijd en ruimte. Deze variaties staan bekend als paleoseculaire variatie (PSV) en vinden plaats op tijdschalen variërend van seconden tot miljoenen jaren. Op langere tijdschalen uit veldvariabiliteit zich vooral in de afwisseling tussen perioden met stabiele polariteit (chrons of superchrons) en geomagnetische omkeringen. Tijdens het Krijt behield het veld bijvoorbeeld voor maar liefst 37 miljoen jaar een normale polariteit voordat de polen wisselden in een geomagnetische omkering. Zelfs tijdens zulke lange intervallen met stabiele polariteit vertoont het veld nog steeds seculaire variatie in richting en intensiteit. Tijdens een geomagnetische omkering wisselen de magnetische noord- en zuidpool van de aarde van plaats. Magnetische omkeringen hebben in het verleden zeer onregelmatig plaatsgevonden, maar gemiddeld ongeveer eens per 200.000 jaar (Ogg, 2020). De laatste omkering, de Matuyama-Brunhes-omkering, vond ongeveer 780.000 jaar geleden plaats. De duur van een volledige omkering ligt waarschijnlijk in de orde van duizenden jaren (Mahgoub e.a., 2023; van Grinsven e.a., 2025). In tegenstelling tot volledige omkeringen vertoont het aardmagnetisch veld ook excursies: dat zijn meestal tijdelijke instortingen van het veld waarbij richtingen meer dan 45◦ afwijken van de geografische polen. Deze excursies kwamen sinds de laatste omkering regelmatig voor, een voorbeeld is de Laschamps-excursie van ongeveer 41.000 jaar geleden. Toen verzwakte het aardmagnetisch veld keerden de polen voor korte tijd om (Guillou e.a., 2004). Op nog kortere tijdschalen treden geomagnetische ‘jerks’ op: plotselinge, snelle veranderingen in het veld die honderden jaren of nog minder duren. Daarbovenop is er de voortdurende seculaire variatie: constante veranderingen in declinatie, inclinatie en intensiteit waardoor de magnetische polen rond de geografische polen bewegen. Seculaire variatie leidt ook tot veranderingen in declinatie, dat is de hoek tussen het magnetische noorden en geografische noorden, waarvoor kompasmetingen afhankelijk van locatie moeten worden gecorrigeerd. Seculaire variatie in richting en intensiteit wordt gemeten door magnetische observatoria wereldwijd en door satellieten in de ruimte. Deze directe metingen laten een zeer interessant kenmerk zien van het huidige aardmagnetisch veld: de Zuid Atlantische Anomalie (ZAA).

De ZAA is een gebied met zeer lage veldsterkte boven Zuid-Amerika en de Zuid-Atlantische Oceaan en wordt doorgaans gedefinieerd als het gebied waar de magnetische intensiteit aan het oppervlak lager is dan 32 µT (Pavón-Carrasco & De Santis, 2016). In deze regio bevinden de Van Allen-stralingsgordels zich op lagere hoogte dan gebruikelijk (Domingos e.a., 2017). Deze gordels bevatten gevangen geladen deeltjes uit de zonnewind, dat risico’s kan opleveren voor ruimtevaartuigen die het gebied passeren (Heirtzler e.a., 2002). Momenteel zien we dat de ZAA zich uitbreidt en lijkt te splitsen in twee minima, één boven Zuid-Amerika en één boven zuidelijk Afrika (Fig. 1), terwijl het gehele lage-intensiteitsgebied westwaarts drijft (Domingos e.a., 2017). Deze westwaartse beweging wordt toegeschreven aan de convectie van vloeibaar ijzer in de buitenkern van de aarde. Schattingen van de gemiddelde westwaartse driftsnelheid van het centrum van de anomalie variëren tussen ongeveer ~0.18◦ en ~0.3◦ per jaar (Fürst e.a., 2009; Ye e.a., 2017). Terwijl het oppervlak van de ZAA groeit neemt ook het dipoolmoment van de aarde af: tussen 1840 en 2015 daalde dat met 9% (Finlay e.a., 2016; Olson & Amit, 2006). Omdat omkeringen worden verwacht wanneer het magnetisch veld zwak is, bestaat er wetenschappelijke discussie over de vraag of deze afname kan leiden tot een geomagnetische omkering. Daarmee is het dus de vraag of de ZAA een voorbode is van een toekomstige omkering.

De huidige variaties in het aardmagnetisch veld worden nauwlettend gevolgd met satellieten. Het begrijpen van veranderingen vóór het tijdperk van directe metingen is echter even belangrijk. Hiervoor vertrouwen we op paleomagnetische data. De eerste toepassingen van magnetisme gaan terug tot de zesde eeuw BCE, toen Thales van Milete de eigenschappen van magnetiet beschreef, en tot de vierde eeuw BCE, toen in China de eerste kompassen werden uitgevonden. Directe registraties van magnetische declinatie in Europa dateren uit de 16e eeuw CE. Tijdens zeevaartreizen werden declinatiemetingen wereldwijd vastgelegd in scheepslogboeken voor navigatiedoeleinden. Systematische metingen van inclinatie kwamen pas vanaf de 18e eeuw vaker voor. De eerste metingen van de absolute magnetische veldsterkte begonnen nog later. In 1798 CE startte Alexander von Humboldt systematische waarnemingen van relatieve magnetische intensiteit. Rond 1832 CE ontwikkelde Carl Friedrich Gauss een magnetometer waarmee de absolute veldsterkte kon worden gemeten. In de vroege 20e eeuw maakte het vakgebied van gesteentemagnetisme belangrijke ontwikkelingen door. Bernhard Brunhes ontdekte in 1906 CE dat de natuurlijke remanente magnetisatie van gesteente tegengesteld kon zijn aan het omgevingsveld. In 1926 CE liet Motonori Matuyama zien dat jongere lavastromen normaal gemagnetiseerd waren en oudere omgekeerd. Hiermee werd het verschijnsel van een geomagnetische omkering ontdekt. De laatste omkering, de Matuyama-Brunhes-omkering, is naar hen vernoemd. Laboratoriumonderzoek naar remanente magnetisatie in vulkanische gesteenten werd verder ontwikkeld door Johannes Koenigsberger (jaren 1930), Emile en Odette Thellier (jaren 1940) en Takesi Nagata (jaren 1940). Zij legden ook de basis voor paleointensiteitsexperimenten.

Het basisprincipe waarmee een gesteente een magnetisatie verkrijgt is relatief eenvoudig. Wanneer een gesteente boven zijn Curietemperatuur wordt verhit, verdwijnen alle magnetisaties van de mineraaldeeltjes, zoals magnetiet. Bij afkoeling onder de Curietemperatuur nemen de magnetische deeltjes de richting aan van het omringende magnetisch veld en verkrijgen ze zo een natuurlijke remanente magnetisatie (NRM). Deze NRM weerspiegelt de richting en sterkte van het aardmagnetisch veld op dat moment. Sedimenten kunnen ook gemagnetiseerd worden: magnetische deeltjes in suspensie kunnen vrij roteren en richten zich bij afzetting uit volgens het veld, wat leidt tot een depositional remanent magnetisation. Deze is normaal gesproken zwakker dan die van stollingsgesteenten. Paleorichtingen worden bepaald met behulp van georiënteerde monsters die in het veld worden genomen en later in het laboratorium worden gedemagnetiseerd, door middel van verhitting in stappen of met wisselvelden. De resultaten hiervan worden weergegeven in een orthogonaal vectordiagram, het Zijderveld-diagram (Zijderveld, 1967). Absolute intensiteitsmetingen zijn niet mogelijk voor sedimenten, alleen voor gesteenten of voor archeologisch materiaal dat bij afkoeling een magnetisatie kreeg. Het bepalen van paleointensiteit is moeilijker dan het verkrijgen van richtingen.

De meest gebruikte methode om paleointensiteit te bepalen is een reeks verhittingsexperimenten (Thellier, 1959). In de IZZI-Thellier-methode (Tauxe & Staudigel, 2004) wordt de sterkte van het oude geomagnetische veld geschat door de natuurlijke remanente magnetisatie (NRM) te vergelijken met een thermoremanente magnetisatie (TRM) die in een bekend laboratoriumveld is verkregen. Monsters worden stapsgewijs verhit, afwisselend in nulveld- en inveldstappen (ZI) (Coe, 1967) en inveld- en nulveldstappen (IZ) (Aitken e.a., 1988). De resterende NRM wordt gemeten in nulveldstappen, de verkregen TRM na inveldstappen. De resultaten van al deze stappen worden getoond in een Arai-diagram (Nagata e.a., 1963) (Fig. 2); de helling van het lineaire segment vermenigvuldigd met het laboratoriumveld geeft de paleointensiteit. Helaas gedragen niet alle monsters zich ideaal. Thermische alteratie bij hogere temperaturen komt vaak voor. Daarom wordt meestal een pTRM-check uitgevoerd: na elke vier ZI- en IZ-stappen wordt een eerdere veldstap herhaald om te controleren of de pTRM reproduceerbaar is (Coe, 1967). Niet-ideaal gedrag kan naast alteratie ook voortkomen uit de korrelgrootte van het magnetische mineraal. Thellier-methoden zijn gebaseerd op drie wetten: additiviteit, reciprociteit en onafhankelijkheid van partiële thermoremanente magnetisatie. Néel (1949) toonde aan dat deze wetten gelden voor single-domain (SD) korrels. Vulkanische monsters bevatten echter vaak een mengsel van SD-, pseudo-single-domain (PSD)- en multi-domain (MD)-korrels. PSD- en MD-korrels kunnen leiden tot niet-lineaire Arai-diagrammen. Om minder betrouwbaar magnetisch gedrag te herkennen zijn verschillende selectiecriteria voorgesteld om de kwaliteit van paleointensiteitsresultaten te beoordelen. Multi-domain gedrag kan worden opgespoord met behulp van het krommingscriterium k’, en er is een maximale toegestane afwijking voor een pTRM-check. Monsters die niet aan deze selectiecriteria voldoen, worden niet meegenomen in verdere interpretaties. Wanneer deze selectiecriteria worden toegepast, ligt het succespercentage van de IZZI-Thellier-methode vaak onder de 20%. Om dit te verhogen zijn verschillende alternatieve methoden ontwikkeld, zoals de microgolfmethode (Hill & Shaw, 2000; Walton e.a., 1993), de multispecimen-techniek (Dekkers & Böhnel, 2006), de pseudo-Thellier-techniek (De Groot e.a., 2013; Tauxe e.a., 1995; Yu e.a., 2003), en recente ontwikkelingen in end-membermodellering (van Grinsven e.a., 2023). Desondanks blijft de IZZI-Thellier-techniek de meest toegepaste methode in paleointensiteits studies en wordt deze ook in vier hoofdstukken van dit proefschrift toegepast. In tegenstelling tot eerdere studies met lage succespercentages behaalden we succespercentages van ruim boven de 20%.

Vulkanische gesteenten worden doorgaans beschouwd als betrouwbare registraties van het aardmagnetisch veld. Toch blijken paleomagnetische datasets regelmatig af te wijken van de verwachte veldwaarden. Zelfs monsters met lineaire Arai-diagrammen die aan alle selectiecriteria voldoen, kunnen vertekende paleointensiteitsresultaten opleveren (L. V. de Groot e.a., 2013). Een dergelijke bias kan worden vastgesteld wanneer data afkomstig zijn van recente historische lavastromen (na 1850 CE). De gemeten declinatie, inclinatie en intensiteit kunnen dan worden vergeleken met verwachte veldwaarden volgens het International Geomagnetic Reference Field (IGRF, (Alken e.a., 2021)) of, voor lavastromen van vóór 1900 CE, het gufm1-model (Jackson e.a., 2000). Een locatie waar paleomagnetische datasets vaak niet overeenkomen met het verwachte veld is de Etna op Sicilië, Italië. De Etna is een zeer actieve vulkaan met vele recente lavastromen en is uitgebreid bestudeerd. In Hoofdstuk 1 onderzochten we waarom de gesteenten van historische lavastromen op de Etna vaak te lage inclinaties en intensiteiten geven. Als eerste stelden we een overzicht samen van alle beschikbare paleomagnetische data van de Etna en voegden nieuwe paleomagnetische richtingen toe van zeven historische lavastromen. De dataset vertoont geen bias in declinatie, maar wel consequent lager dan verwachte inclinaties en intensiteiten. Vervolgens werd het huidige magnetisch veld gemeten op vijf locaties boven het oppervlak van een lavastroom met een drie-assige fluxgate-magnetometer. Dit instrument meet het magnetisch veld dat een hypothetisch nieuwe lavastroom zou registreren. Het veld werd gemeten langs drie paden loodrecht op de vermoedelijke stroomrichting, op twee verschillende hoogtes boven het oppervlak. De trajecten hadden variërende topografie, met ten minste één rug en één geul. De metingen tonen aan dat inclinatie- en intensiteitswaarden lager zijn boven geulen en hoger boven ruggen. Afwijkingen zijn bovendien groter dichter bij het oppervlak. Variaties in het omgevingsveld op de Etna lijken dus veroorzaakt te worden door het gemagnetiseerde terrein: de onregelmatige topografie beïnvloedt het lokale magnetisch veld en creëert lokale magnetische anomalieën. Simulaties lieten zien dat een hoge k-waarde (een maat voor hoe goed richtingen clusteren) niet automatisch betekent dat de resultaten correct zijn. Integendeel, een hoge k-waarde kan erop wijzen dat lokale magnetische anomalieën niet zijn uitgemiddeld. We benadrukken daarom het belang van ruimtelijk verspreide bemonstering, vooral in ruig vulkanisch terrein, en adviseren toekomstige studies om bemonsteringsstrategieën altijd gedetailleerd te rapporteren.

Het nemen van monsters verspreid over een groter gebied, werd toegepast in Hoofdstuk 2, waar we de hele jonge lavastroom van 2021 op La Palma op drie verschillende locaties hebben bemonsterd. We bezochten het eiland in oktober 2021, terwijl de uitbarsting nog aan de gang was, dus het gesteente was slechts 3.5 week oud toen de monsters in het laboratorium werden gemeten. We hebben getest of de intensiteit van het magnetisch veld op het moment van afkoeling betrouwbaar werd vastgelegd door de nieuwe stroom, hoe succesvol de IZZI-Thellier-techniek was op deze extreem jonge monsters, en of er veranderingen in de intensiteit optreden in de loop van de tijd. De declinatie, inclinatie en intensiteit werden direct na terugkeer van het veldwerk gemeten op de monsters van de lavastroom van 2021. De resultaten verschilden per locatie, maar het gemiddelde komt dicht in de buurt van de verwachte waarde van het magnetisch veld. Dit bevestigt de bemonsteringsstrategie die we aanbevelen in Hoofdstuk 1 en laat zien dat deze basaltische lava het aardmagnetisch veld goed kan vastleggen. Daarna hebben we twee groepen intensiteitsmonsters opgeslagen in het aardmagnetisch veld en twee groepen in een afgeschermde ruimte met een restveld van <300 nT. Van elke opslagconditie werd één groep twee jaar na bemonstering gemeten en de andere groep drie jaar na bemonstering. Gemiddeld blijven de paleointensiteitsresultaten van alle groepen ongeveer gelijk en komen ze overeen met het bekende magnetisch veld uit die tijd, al lijkt de intensiteit na drie jaar opslag iets lager te worden. Wel zien we dat het slagingspercentage van de paleointensiteitsexperimenten voor sommige locaties lager is na twee of drie jaar opslag, waardoor minder monsters aan de kwaliteitscriteria voldoen. Desondanks hadden alle sets uitzonderlijk hoge slagingspercentages met de IZZI-Thellier-methode (>48%). Ten slotte lijkt er een kleine tendens te zijn dat monsters die buiten een magnetisch veld zijn opgeslagen hogere slagingspercentages hebben dan monsters die in het veld zijn opgeslagen. Tijdens een tweede veldwerk in 2025 verzamelden we nieuwe monsters van dezelfde lavastroom van 2021; deze monsters waren dus meer dan drie jaar ‘opgeslagen’ in het natuurlijke veld. Ook Calvo-Rathert e.a. (2024) nam in 2022 monsters van deze stroom. Opmerkelijk is dat zowel onze nieuwe monsters als die van Calvo-Rathert e.a. (2024) grotendeels onsuccesvol waren bij toepassing van de IZZI-Thellier-techniek. De afname in slagingspercentage voor monsters die in een magnetisch veld zijn opgeslagen kan het gevolg zijn van een combinatie van het ‘fragile curvature’-proces (Tauxe e.a., 2021) en het ontstaan van viskeuze remanente magnetisatie (L. V. de Groot e.a., 2014a), hoewel verschillen tussen het monsteren van de binnen- of buitenzijde van de lavastroom ook een rol kunnen spelen.

De huidige modellen van het geomagnetisch veld die de ontwikkeling van de ZAA beschrijven, bevatten uiteenlopende hypothesen over het ontstaan van deze anomalie. De anomalie kan samenhangen met een omgekeerde fluxplek aan de rand van de Large Low-Shear Velocity Province (LLSVP) onder zuidelijk Afrika (Tarduno e.a., 2015). Een andere mogelijkheid is dat de anomalie vanuit de Indische Oceaan naar het westen is verplaatst (Campuzano e.a., 2019; Nilsson e.a., 2022). Ook het tijdstip waarop de anomalie is begonnen, is onbekend: mogelijk al rond 860 CE (Trindade e.a., 2018), sinds 950 CE (Campuzano e.a., 2019), rond 1250 CE (Tarduno e.a., 2015) of pas zo laat als 1800 CE. (Gubbins e.a., 2006). Daarnaast is ook voorgesteld dat de ZAA al meerdere keren in het verleden aanwezig was (Engbers e.a., 2022; Nilsson e.a., 2022; Shah e.a., 2016; Trindade e.a., 2018). Een belangrijk probleem van de huidige geomagnetische modellen is dat de verdeling van de data ongelijk is: er zijn veel meer paleomagnetische data van het noordelijk halfrond in de dataset waarop de modellen zijn gebaseerd, dan van het zuidelijk halfrond. Om het recente gedrag van het aardmagnetisch veld en de ontwikkeling van de ZAA goed te kunnen beschrijven, zijn juist meer paleomagnetische data nodig uit minder onderzochte gebieden, vooral op het zuidelijk halfrond. Tegelijkertijd zijn er zelfs op het noordelijk halfrond afgelegen gebieden waar nog geen paleomagnetische data uit het Holoceen beschikbaar zijn. Ook het opvullen van die hiaten is belangrijk. Daarom presenteren wij in Hoofdstuk 3 paleomagnetische data van een afgelegen locatie op het noordelijk halfrond, gevolgd door twee locaties op het zuidelijk halfrond in Hoofdstukken 4 en 5.

In Hoofdstuk 3 presenteren we paleomagnetische data van de afgelegen Revillagigedo archipel in Mexico. Deze eilanden liggen ongeveer 400–700 km ten zuidoosten van de zuidpunt van Baja California. We bezochten twee eilanden: het onbewoonde eiland San Benedicto en het iets grotere eiland Socorro. Er is weinig bekend over deze eilanden: van San Benedicto waren nog geen paleomagnetische data beschikbaar en van Socorro bestond slechts één paleomagnetische studie (Sbarbori e.a., 2009). Voor San Benedicto presenteren we paleomagnetische data van de lavastroom uit 1953 CE. De drie bemonsteringslocaties van deze lavastroom laten verschillende paleorichtingen zien, maar wanneer de resultaten van de locaties worden gecombineerd, komen ze erg dicht in de buurt van de verwachte referentiewaarde. Dit ondersteunt opnieuw de bemonsteringsstrategie die wordt aanbevolen in Hoofdstuk 1. De paleointensiteiten van de afzonderlijke locaties onderschatten echter de verwachte veldwaarde. Dit kan het gevolg zijn van multi-domain effecten of een gevolg zijn van lokale magnetische anomalieën, zoals voorgesteld in Hoofdstuk 1. Van de bemonsteringslocaties op Socorro was één locatie gedateerd met behulp van radiokoolstof met een ouderdom tussen 4052–2846 BCE en 4950–2846 BCE. (Farmer e.a., 1993). Deze locatie liet een opvallende lage inclinatie van 4.2◦ zien, terwijl op deze breedtegraad volgens een geocentrische axiale dipool een inclinatie van 35◦ wordt verwacht. Dit kan wijzen op een tot nu toe onbekende inclinatie-anomalie in deze periode, omdat bestaande geomagnetische modellen dit niet voorspellen. Alle andere bemonsteringslocaties op het eiland Socorro zijn ouder, waarschijnlijk uit het Pleistoceen. De succesvol verkregen paleorichtingen en intensiteiten van deze oudere lavastromen komen overeen met de verwachte GAD-waarden op deze breedtegraad en tonen dus geen afwijkende veldrichtingen of -intensiteiten.

Een hypothese over de evolutie van de Zuid Atlantische Anomalie (ZAA) is dat dit verschijnsel vanuit de Indische Oceaan westwaarts is gemigreerd. Om deze hypothese te onderzoeken, bezochten we voor Hoofdstuk 4 het eiland La Réunion. Dit eiland ligt ten oosten van Madagascar in de Indische Oceaan en is daardoor ideaal gelegen om te bestuderen of de ZAA deze regio in het verleden heeft beïnvloed. Paleomagnetische data werden verkregen van 18 bemonsteringslocaties rondom de zeer actieve vulkaan Piton de La Fournaise. De meeste locaties leverden succesvolle paleorichtingen op; tien locaties gaven betrouwbare paleointensiteitsresultaten. We combineerden onze data met de resultaten uit twee eerdere studies om een volledige vector-PSV-curve te construeren. De dataset van La Réunion bevat verschillende dateringsmethoden, waaronder radiokoolstofdateringen van lavastromenn, dateringen op basis van pionierbomen en historisch gedocumenteerde uitbarstingen. Daarnaast zijn er perioden waarin weinig paleomagnetische data beschikbaar zijn, omdat de vulkanische activiteit toen laag was. Om met deze twee uitdagingen om te gaan, gebruikten we een nieuwe Bayesiaanse methode om PSV-curven te construeren, die we hebben ontwikkeld in Schanner e.a. (2026). Deze methode houdt rekening met verschillende ouderdomsverdelingen en biedt de mogelijkheid om gebruik te maken van een eenvoudige prior of van een globaal geomagnetisch veldmodel als prior. Het gebruik van een globaal veldmodel als prior is vooral nuttig in regio’s met weinig data of bij perioden met weinig data. De PSV-curven van La Réunion laten snelle richtingsveranderingen zien rond 1600–1750 CE en tonen een hoge veldsterkte rond 1400 CE, waarna de intensiteit daalt tot ongeveer 29 µT rond 1550 CE. Deze lage intensiteit kan samenhangen met de aanwezigheid van de ZAA. In combinatie met paleomagnetische data uit zuidelijk Afrika maken de data van La Réunion twee mogelijke scenario’s mogelijk. Het eerste scenario is dat de ZAA onder zuidelijk Afrika is ontstaan en het veld op La Réunion beïnvloedde voordat zij westwaarts bewoog. Het tweede scenario is dat de anomalie vóór 1300 CE vanuit de Indische Oceaan onder La Réunion migreerde en daarna weer iets oostwaarts verschoof, om rond 1550 CE het veld op La Réunion te beïnvloeden.

La Réunion bevindt zich aan de westzijde van de Indische Oceaan. Aan de oostzijde ligt een andere regio die ondervertegenwoordigd is in de paleomagnetische dataset: Indonesië. Indonesië ligt ten oosten van het voorgestelde ontstaansgebied van de ZAA en ligt binnen een regio waar tussen 1620 en 1820 CE een andere geomagnetische anomalie is gerapporteerd, de West Pacifische Anomalie (WPA). Omdat er nog geen paleomagnetische data van vulkanische gesteenten beschikbaar zijn van Indonesië, en dus ook geen absolute paleointensiteiten, is Indonesië een belangrijke locatie om beide anomalieën te onderzoeken en daarmee mondiale veldmodellen te verbeteren. In Hoofdstuk 5 presenteren we de eerste paleorichtings- en paleointensiteitsdata van de vulkanen Gunung Batur en Gunung Agung op Bali, Indonesië. De bemonsterde lavastromen op Gunung Batur waren van historische leeftijd en geschikt voor zowel paleorichtings- en paleointensiteitsexperimenten. Door de resultaten van deze historische lavastromen te vergelijken zien we, in tegenstelling tot de bevindingen in Hoofdstuk 1, dat inclinaties en intensiteiten hoger zijn dan verwacht. Modellen van inclinatie-anomalieën in geulen suggereren dat dit effect op het zuidelijk halfrond omgekeerd kan zijn (Baag e.a., 1995), wat deze afwijking mogelijk verklaart. De bemonsterde vulkanische gesteenten op Gunung Agung waren ouder, variërend van circa 5000 BCE tot de recente lavastroom van 1963 CE. We construeerden een PSV-curve op basis van zowel een eenvoudige prior als een globale model prior. Deze curven laten snelle richtingsvariaties zien en, afhankelijk van de gekozen prior, lagere intensiteiten van 32–36 µT rond ongeveer 1000 CE of ongeveer 1300 CE. In Hoofdstuk 4 zagen we vergelijkbaar veldgedrag op La Réunion, maar dan enkele honderden jaren later. De data van Bali kunnen dus de beginfase van de Zuid Atlantische Anomalie laten zien, of mogelijk verband houden met de West Pacifische Anomalie. We benadrukken dat betere ouderdomsbepalingen van de lavastromen van Gunung Agung nodig zijn om tussen deze twee scenario’s te kunnen onderscheiden, evenals een uitgebreider globaal veldmodel. Toch tonen de resultaten van Agung en Batur aan dat deze gesteenten zeer geschikt zijn voor paleomagnetisch onderzoek. Een toekomstige PSV-curve kan bovendien helpen met het dateren van vulkanische afzettingen in Indonesië en zo de uitbarstingsgeschiedenis beter in kaart brengen. Dit is vooral belangrijk in gebieden met gevaarlijke vulkanische activiteit, zoals Indonesië.