Tesis doctoral Jorge Gallastegui - Trabajos Geología - Universidad Oviedo - 2000

Facu l tad de Geo log ía

Departamento de Geología

UNIVERSIDAD DE OVIEDO

Trabajosde Geología

CIANMAGENTAAMARILLONEGROP.366

Trab

ajos

de

Geo

logí

a

Primeras páginas 10/5/05 08:15 Página 1

ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA

Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS:

PERFILES ESCI-N


ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA

Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS:

PERFILES ESCI-N

Jorge Gallastegui Suárez

Trabajos de Geología, n.º 22 (2000)Universidad de Oviedo


Editor:Alberto Marcos Vallaure

Dpto. de GeologíaUniversidad de Oviedo

Coden TBGLA9. ISSN: 0474-9588

Composición e impresión: Mercantil Asturias, S. A.– D. L.: As.-2.788/02


TRABAJOS DE GEOLOGÍAN.º 22 (Estructura cortical de la cordillera y margen continental cantábricos: perfiles ESCI-N)

1. Introducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

1.1. Objetivos y estructura del trabajo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12

1.2. Metodología . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

1.3. Estudios geofísicos previos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

1.4. El proyecto ESCIN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27

1.5. Aportaciones del proyecto ESCIN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28

2. Contexto geológico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

2.1. La Orogenia Varisca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31

2.2. La evolución postpaleozoica de la Placa Ibérica: el ciclo alpino . . . . . . . . . . . . . 36

3. La estructura del margen noribérico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41

3.1. Contexto geológico del margen noribérico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

3.2. Interpretación de los perfiles de sísmica de reflexión convencional en la plataforma . . . . 57

3.3. El perfil de sísmica de reflexión profunda ESCIN-4 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

3.4. Interpretación de las líneas convencionales y del perfil ESCIN-4 . . . . . . . . . . . . . 89

3.5. Síntesis y discusión . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100

4. Estructura profunda de la Cordillera Cantábrica: el perfil ESCIN-2 . . . . . . . . . . . . . . 102

4.1. El perfil de sísmica de reflexión profunda ESCIN-2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103

4.2. Interpretación del perfil ESCIN-2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116

4.3. Modelización directa del perfil ESCIN-2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

4.4. Discusión y conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

5. La estructura del borde septentrional de la Cuenca del Duero . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

5.1. Contexto geológico de la Cuenca del Duero . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

5.2. Los sondeos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132

5.3. Los perfiles de sísmica de reflexión . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136

5.4. Síntesis y discusión de la estructura de la Cordillera Cantábrica y la Cuenca del Duero . . 160


8 JORGE GALLASTEGUI SUÁREZ

6. Gravimetría . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

6.1. El Mapa de anomalías gravimétricas: datos empleados . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166

6.2. Modelización gravimétrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171

6.3. Discusión y conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 180

7. La estructura de la corteza . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 185

7.1. Síntesis de la estructura de la corteza entre la Cuenca del Duero y el margen Noribérico: la transecta N-S . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 186

7.2. La estructura tridimensional de la corteza en la Cordillera Cantábrica y el margen noribérico: comparación de las cortezas varisca y alpina . . . . . . . . . . . . . . . . . 194

7.3. La estructura de otras cordilleras alpinas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 200

7.4. Consideraciones finales sobre la estructura de la Cordillera Cantábrica . . . . . . . . . . 206

8. Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 209

9. Bibliografía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212

Anexos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223


Estructura cortical de la cordillera y margen continental cantábricos: perfiles ESCI-N.

Jorge Gallastegui Suárez

Departamento de Geología, Universidad de Oviedo. C/ Arias de Velasco s/n 33005 - Oviedo

[email protected]

Resumen: Se ha estudiado la estructura cortical de la Cordillera Cantábrica y el margen noribéri-co a lo largo de una transecta N-S en torno al meridiano 5°O, empleando todos los datos geológi-cos y geofísicos disponibles, especialmente los perfiles de sísmica de reflexión vertical ESCIN-2(terrestre) y ESCIN-4 (marino). La estructura cortical es el resultado de la superposición de la de-formación alpina, debido al cierre parcial del Golfo de Vizcaya durante el Terciario, sobre la es-tructura cortical consolidada tras la Orogénesis Varisca. El orógeno tiene una estructura, en direc-ción N-S, de cuña orogénica con doble vergencia en los extremos, donde se desarrollan sendascuencas de antepaís, al S la Cuenca del Duero y al N la cuenca de la plataforma noribérica. Bajola Cordillera Cantábrica la corteza está engrosada y se desarrolló una importante raíz cortical de-bido al deslizamiento hacia el S de la corteza inferior del margen noribérico. Una cuña de estacorteza se indentó entre la corteza superior y media ibérica, forzando la delaminación y subduc-ción hacia el N de las cortezas media e inferior ibérica hasta una profundidad de más de 55 km.Al mismo tiempo la cordillera fue levantada por una serie de cabalgamientos corticales vergentesal S, enraizados a 14-15 km de profundidad. El acortamiento estimado del margen durante el Ter-ciario es de 96 km.

Abstract: The aim of this study is the N-S crustal structure of the Cantabrian Mountains and theNorth Iberian margin along a transect close to the 5°W meridian. The geological transect is basedon all geological and geophysical data available, especially the onshore and offshore deep seismicreflection profiles ESCIN-2 and ESCIN-4. The structure of the orogen results from the superposi-tion of the Alpine deformation, related to the partial closure of the Bay of Biscay during the Ter-tiary, on the Variscan crust. The N-S structure is that of an orogenic prism, with opposite vergen-ces at both ends where two foreland basins developed: the Duero Basin in the S and the NorthIberian platform basin in the N. The lower crust from the North Iberian margin slided southwardsalong a detachment and indented between the upper and middle Iberian crust. This forced the de-lamination and northwards underthusting of the middle and lower Iberian crust. As a result, thecrust thickened under the Cantabrian Mountains and a 55 km thick crustal root developed. Simul-taneously, the Cantabrian Mountains were uplifted by several north vergent crustal thrusts rootedat 14-15 km deep. Shortening of the margin during the Tertiary has been estimated in 96 km.

1. INTRODUCCIÓN

A lo largo del último siglo y medio, la CordilleraCantábrica, más en concreto la zona de este estu-dio, ha sido el objetivo de numerosos y exhausti-vos trabajos geológicos. Los primeros, que co-mienzan con la publicación del trabajo de Schulz(1858) sobre la geología de Asturias, tenían un ob-jetivo eminentemente aplicado, debido al potencial

minero y económico de la zona. Los trabajos pos-teriores, especialmente los llevados a cabo a partirde la década de los 60, pusieron en evidencia queen la Cordillera Cantábrica aflora una excepcionalsección completa de un orógeno varisco, a lo largode más de 500 km, preservado desde las zonas másinternas del mismo en el oeste, hasta las más exter-nas en el este. Sin embargo, la magnitud del trabajo

Trabajos de Geología, Univ. de Oviedo, 22 : 9-231 (2000)

Gallastegui maquetado 10/5/05 10:41 Página 9

desarrollado y el alto grado de conocimiento ad-quirido sobre la estructura varisca de la zona, con-trasta con los pocos estudios dedicados a otros as-pectos importantes como: la estructura alpina res-ponsable en última instancia del relieve cantábrico,la estructura del margen continental noribérico o laestructura general a escala cortical. Así por ejem-

plo: la deformación alpina había sido tradicional-mente infravalorada hasta los trabajos recientes deAlonso y Pulgar (1995) y Alonso et al. (1996), losúltimos estudios sobre el margen noribérico se re-montaban a finales de la década de los 80 y la es-tructura cortical profunda estaba muy mal definidapor la escasez de datos geofísicos. El proyecto ES-


2000

3000

4000

4000

3000

200

1000

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

.▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

Región del Pisuerga-Carrión

Man

tode

Som

iedo

Cuenca

Carbonífera

Central

Región de los Picos de Europa

Man

tode

laS

obia

Manto del Ponga

Man

tode

lAra

mo

Manto de Correcilla

Manto de Bodón

M. Esla

Antiforme del Narcea

ESCIN-3.3ESCIN-3.3ESCIN-3.3

ESCIN-1ESCIN-1ESCIN-1



Mar CantábricoMar CantábricoMar Cantábrico

CUENCA DELCUENCA DELCUENCA DEL DUERO DUERO DUERO

León

OviedoOviedoOviedo

Santander

6° 5°

44°

4°

43°

Gijón

Ribadesella

N

CUENCA VASCO-

CANTÁBRICA

Zona

Asturoccidental-

Leonesa

Banco Le DanoisBanco Le DanoisBanco Le Danois

50 km

Paleozoico pre-Pérmico(Zona Asturoccidental-Leonesa)

Cenozoico

Mesozoico indiferenciado

Cretácico Superior

Cretácico Inferior

Pérmico-Triásico-Jurásico

Estefaniense discordante

Paleozoico pre-Pérmico(Zona Cantábrica) Precámbrico

Cabalgamientovarisco

Cabalgamientoalpino

Cabalgamiento alpinoenterrado

Falla

Perfiles sísmica reflexiónprofunda ESCIN

Perfiles de refracción/alto ángulo

Perfiles sísmica reflexiónconvencional

Modelos gravimétricos Sondeo

▲▲

a

Figura 1. a) Mapa geológico y de situación de la zona estudiada. Tomado de Alonso y Pulgar (1995). b) Mapa topográfico y batimétrico de la zo-na estudiada, obtenido del modelo digital del terreno utilizado para el cálculo de la anomalía de Bouguer completa. Las mayores alturas, por enci-ma de 2000 m, se localizan en la zona de los Picos de Europa. La llanura abisal tiene una profundidad máxima entre -4800 y -5000 m. El interva-lo de contorno es 250 m. En ambos mapas se ha representado la posición de los perfiles de sísmica de reflexión y refracción estudiados y/o men-cionados a lo largo de este trabajo, y la localización de los sondeos y perfiles gravimétricos modelizados.


ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS: PERFILES ESCI-N 11


CIN (Estudio Sísmico de la Corteza Ibérica Norte)(ver Apartado 1.4), junto con otros proyectos aso-ciados, nació con el fin de paliar estas lagunas y hapermitido ahondar en el conocimiento de estos as-pectos (ver Apartado 1.5).

El presente estudio se enmarca dentro de los traba-jos realizados al amparo del proyecto ESCIN y susobjetivos primordiales son el estudio de la estruc-tura cortical en una sección N-S integrando toda lainformación geológica con los datos geofísicos dis-ponibles, especialmente los perfiles de sísmica dereflexión profunda (ESCIN-2 y ESCIN-4) y nume-rosos perfiles de sísmica de reflexión convencio-nal. La zona de estudio se extiende a lo largo deuna franja N-S que incluye zonas de la MesetaCastellana, La Cordillera Cantábrica, así como losfondos de la plataforma continental cantábrica y lallanura abisal del Mar Cantábrico (Fig. 1). Las co-ordenadas geográficas de los vértices del área estu-diada son: 45°15’N, 41°30’N, 6°00’O y 4°00’O.Desde el punto de vista administrativo, la porciónterrestre comprende partes de las provincias de As-turias, Cantabria, Palencia, León y Burgos, mien-tras que la marina incluye parte de las aguas frentea las costas de Asturias y Cantabria.

Mientras que la Cuenca del Duero en el sur es unazona relativamente plana entre 700 y 1000 m, en elresto del área el relieve es abrupto. La CordilleraCantábrica forma una cadena montañosa paralela ypróxima a la costa, con alturas máximas en la zonade los Picos de Europa superiores a 2600 m, corta-da perpendicularmente por valles fluviales orienta-dos en dirección N-S. La plataforma continentalcantábrica (0-200 m de profundidad) es estrecha,apenas 30-40 km, pero hay que destacar la existen-cia de una plataforma más profunda (Banco Le Da-nois) a 70 km de la costa, con profundidades entre500 y 700 m, separada de la anterior por una plata-forma interior con una profundidad máxima cerca-na a 1000 m. El talud continental es especialmenteescarpado y conduce a la llanura abisal cantábricacuya profundidad oscila entre 4000 y 5000 m.

1.1. Objetivos y estructura del trabajo

Como ya se ha mencionado, los objetivos principa-les de este trabajo son el estudio de la estructura dela corteza del margen noribérico y la Cordillera

Cantábrica integrando los datos geológicos y geofí-sicos. Los objetivos más concretos son:

– El estudio de la estructura y evolución de lacuenca meso-terciaria del margen noribérico yde la Cuenca terciaria del Duero, a partir delos datos de: sondeos, sísmica de reflexiónconvencional y sísmica de reflexión profunda.

– El estudio de la estructura y evolución alpinade la Cordillera Cantábrica y el margen nori-bérico a escala cortical y la elaboración de unmodelo geológico N-S.

– La elaboración de un mapa de la anomalíagravimétrica de Bouguer con corrección topo-gráfica en tierra y de aire libre en el mar, pararealizar la modelización gravimétrica del mo-delo cortical y comprobar su validez.

– La restitución del corte geológico con el finde evaluar el acortamiento terciario y obtenerla estructura del margen antes del mismo.

– La comparación de la estructura del orógenoen dirección N-S (estructura alpina) y en di-rección E-O (estructura varisca) y el estudiode la influencia de las estructuras variscas enel desarrollo de las estructuras alpinas.

– La comparación de la estructura de este oró-geno con la de otros similares: Pirineos, Al-pes, etc.

A continuación se presenta una breve descripciónde la metodología, técnicas y datos empleados encada uno de los apartados principales en que se haestructurado esta memoria:

En el Apartado 2 se describe la geología de la zonaestudiada en el contexto de la evolución de las pla-cas tectónicas. Se toma como punto de partida lasituación geotectónica tras la Orogenia Varisca y sedescribe la evolución de la Placa Ibérica, más enconcreto de su margen septentrional, en relacióncon las placas Norteamericana, Eurasiática y Afri-cana que la circundan. En cada uno de los aparta-dos posteriores se describe con más detalle la geo-logía de cada zona estudiada, para enmarcarlasdentro de su contexto geológico regional.

El estudio de la estructura del margen noribéricoen el entorno de la latitud 5°, entre la llanura abisaly la costa se realiza en el Apartado 3. Para ello se



interpretaron una selección de 25 perfiles de sísmi-ca de reflexión convencional, adquiridos para la in-vestigación de hidrocarburos, y el perfil de sísmicade reflexión profunda ESCIN-4. Al perfil ESCIN-4obtenido con el procesado convencional se le apli-có un procesado adicional con el fin de mejorar larelación señal/ruido. Las secciones sísmicas inter-pretadas corresponden a perfiles migrados, habien-do sido varios de ellos transformados a profundi-dad mediante la técnica de inversión del trazado derayos. La interpretación se apoyó en datos de son-deos realizados en la plataforma para la prospec-ción de hidrocarburos.

En el Apartado 4 se presenta el estudio de la es-tructura y evolución del sector meridional de laCordillera Cantábrica y del borde septentrional dela Cuenca del Duero a escala cortical, mediante lainterpretación del perfil de sísmica de reflexiónprofunda ESCIN-2 al que se le aplicó un procesadoadicional, similar al de ESCIN-4. Además se obtu-vo la sección en profundidad de dicho perfil, equi-valente a un corte geológico, mediante la modeli-zación directa por trazado de rayos de los reflec-tores interpretados que permite dar validez a la in-terpretación del perfil.

El Apartado 5 se dedica al estudio de la estructuray evolución del borde septentrional de la Cuencadel Duero, para lo que se interpretaron 38 perfilesde sísmica de reflexión procedentes de la explora-ción de hidrocarburos. Su interpretación se apoyóen los datos de 3 sondeos perforados con el mismofin, especialmente el sondeo El Campillo, del quese obtuvo un sismograma sintético que permitió re-conocer y datar los reflectores en las líneas sísmi-cas. Como complemento a la interpretación de losperfiles se elaboraron mapas de isocronas de diver-sos horizontes que fueron convertidos a profundi-dad (mapas de isobatas) mediante la técnica de in-versión del trazado de rayos en tres dimensiones omigración de mapas.

La modelización gravimétrica bidimensional dedos secciones corticales desde la Cuenca del Duerohasta la llanura abisal del Golfo de Vizcaya seaborda en el Apartado 6. Como paso previo se rea-lizó una campaña de campo de recogida de datosgravimétricos, que se combinaron con datos cedi-dos por el BGI (Bureau Gravimétrique Internatio-nal, París), para obtener un mapa de anomalías gra-

vimétricas de Bouguer con corrección topográficaen tierra y de la anomalía de aire libre en mar.

Por último, en el Apartado 7 se presenta un modelocortical N-S de la zona estudiada, entre la Cuencadel Duero y el centro del Golfo de Vizcaya, en elque se sintetizan los datos obtenidos en los aparta-dos anteriores. El corte geológico se restituyó conel fin de evaluar el acortamiento terciario del mis-mo y la morfología del borde continental antes delmismo. También se realizó un estudio comparativode la estructura de la Cordillera Cantábrica en lasdirecciones N-S y E-O, posteriormente se comparóla estructura cortical de la transecta estudiada conla de otros orógenos de colisión similares, comolos Pirineos y los Alpes, analizando la estrecha re-lación entre la cadena Pirenaica y la CordilleraCantábrica. Por último se construyó un mapa deprofundidades de la base de la corteza en el NO dela Península Ibérica y su margen continental sinte-tizando la información de todos los datos geofísi-cos disponibles.

1.2. Metodología

En este apartado haremos una descripción de las téc-nicas y métodos de estudio empleados para la conse-cución de los objetivos fijados. En algunos casos sehan introducido apartados teóricos dada la necesidadde la utilización de determinadas técnicas.

Interpretación de los perfiles de sísmica de reflexión

Se han empleado perfiles de sísmica de reflexiónprofunda para el estudio a escala cortical de la zo-na y perfiles de sísmica de reflexión convencionalpara el estudio detallado de la plataforma continen-tal cantábrica y del borde septentrional de la Cuen-ca del Duero. Aunque ambos tipos de perfiles seobtienen mediante el mismo método y su estudiose basa en ambos casos en la identificación e inter-pretación de los reflectores a lo largo del perfil, lascaracterísticas de ambos tipos de perfiles hacenque su interpretación sea ligeramente diferente. Enlos perfiles convencionales se interpretan reflec-tores individuales, que se correlacionan de un per-fil a otro en los puntos de intersección y que enocasiones afloran en superficie, facilitando su atri-bución a un nivel geológico conocido. En los perfi-les profundos, únicamente se encuentran este tipo



de reflectores en niveles someros. En las zonasprofundas se interpretan, más bien, bandas de re-flectores alineados y las variaciones de la faciessísmica originadas por sectores de la corteza concaracterísticas diferentes.

Los perfiles sísmicos de reflexión no muestran laverdadera geometría de las estructuras geológicasya que su escala vertical es tiempo. Por ello es ne-cesario convertir las secciones tiempo a seccionescon la escala vertical en profundidad. Para la ela-boración de dichas secciones se emplearon diferen-tes técnicas de modelización de los datos sísmicos,todas ellas basadas en el trazado de rayos sísmicos(raytracing). En apartados posteriores se discutiránbrevemente los aspectos teóricos de los diferentestipos de modelizaciones empleados en cada caso.

El método de estudio de los perfiles convenciona-les comienza por la identificación de las reflexio-nes y su correlación con la geología de superficiey los sondeos. En la Cuenca del Duero, la correla-ción se realizó mediante la obtención de un sis-mograma sintético del sondeo El Campillo, quepermitió reconocer y datar los reflectores del per-fil N10 que lo atraviesa. En los perfiles marinosno se dispuso del registro sónico de velocidades,por lo que los reflectores se correlacionaron conlos niveles geológicos identificados en los sonde-os en función de su posición en la columna estra-tigráfica y de las relaciones geométricas de los re-flectores entre sí, que permitían diferenciar se-cuencias separadas por discordancias. En amboscasos, se interpretaron los reflectores a lo largo detodos los perfiles, correlacionándolos en los pun-tos de intersección, hasta obtener su distribucióntridimensional en toda la zona estudiada. En estetipo de estudios se ha de prestar especial atencióna los puntos de intersección entre líneas, dado queuna correlación errónea de los reflectores produceerrores que se arrastran a lo largo de todo el estu-dio. Para evitarlo, se han interpretado las intersec-ciones de los perfiles en bucles, de manera quelos reflectores coincidan sobre ellos mismos en elnudo final de cada bucle. En caso de no cerrar elbucle se procedió a revisar la interpretación paralocalizar y corregir el error. Hay que mencionarque en ambas zonas, los perfiles pertenecen a dis-tintas campañas de recogida de datos, que tienendiferentes procesados, por lo que los reflectores

se encuentran en ocasiones desplazados unas cen-tésimas de segundo en las intersecciones.

Durante el estudio de los perfiles convencionalesde la Cuenca del Duero se digitalizaron las refle-xiones de diferentes horizontes seleccionados (basede los depósitos continentales del Terciario, basede las Calizas cretácicas y base del Mesozoico) pa-ra obtener mapas de isocronas de cada horizonte,que proporcionan una imagen tridimensional delárea, en escala vertical de tiempo doble. Los tiem-pos dobles digitalizados están interpolados a su va-lor en los nodos de una malla cuadrada de 80 x 80km con un espaciado entre los nodos de 1 km. Estaseparación se comprobó que era la idónea paramuestrear correctamente las estructuras geológicasinterpretadas, sin introducir artefactos como falsasestructuras, aunque conlleva la imposibilidad deresolver estructuras de dimensiones menores al es-paciado. Antes de efectuar la interpolación es fun-damental correlacionar sobre el mapa las fallas in-terpretadas en cada línea y digitalizar su posición,para que la interpolación de los datos sea indepen-diente a ambos lados de la falla. Estos mapas fue-ron convertidos a profundidad por inversión deltrazado de rayos o migración de mapas en tres di-mensiones (3D). En el caso de los perfiles conven-cionales marinos, al no disponer de una malla deperfiles suficientemente densa, se optó por conver-tir a profundidad aquellos perfiles especialmenteinteresantes y representativos. La conversión se re-alizó también por inversión del trazado de rayos endos dimensiones (2D) sobre el perfil previamentedigitalizado. Como se explicará en un apartadoposterior, los tipos de rayos empleados son diferen-tes al caso anterior, al tratarse de líneas que previa-mente habían sido migradas. Esta misma técnica seempleó para convertir a profundidad el perfil pro-fundo migrado ESCIN-4. En el caso del perfil pro-fundo ESCIN-2, la interpretación se realizó sobrela sección sin migrar y la técnica empleada para suconversión a profundidad fue la modelización di-recta en 2D por trazado de rayos. En todos los ca-sos es necesario construir previamente un modelode velocidades del subsuelo, obtenido de los datosde sondeos y/o de perfiles de refracción, que per-mita la conversión de tiempo a profundidad.

Los perfiles de reflexión profunda fueron interpre-tados en su parte somera basándose en: los datos




de geología superficial, los sondeos disponibles enla zona y los perfiles convencionales interpretadospreviamente. En cuanto a las partes profundas, lainterpretación se apoyó en los perfiles de sísmicade refracción o de reflexión de gran ángulo parale-los a ESCIN-2 y ESCIN-4 mencionados en elApartado 1.5. En el apartado siguiente se hace unabreve discusión sobre los orígenes de las reflexio-nes en los perfiles profundos que permita entendermejor la interpretación de los mismos.Las técnicas de procesado adicional, interpreta-ción, modelización y migración de mapas y perfi-les de las líneas de sísmica, así como el tratamientode las diagrafías de sondeos, se realizaron en unaestación de trabajo digital con los programas: 2DI,QUIKDIG, MIMIC+, QUIKRAY+, SLIPR, RAY-MAP, QUIKLOG, ISXy SierraSEISdel paquete in-formático SIERRApara interpretación, modeliza-ción y procesado de datos sísmicos de la compañíaWESTERN ATLAS.A continuación se expondrán la base teórica y elmétodo para la obtención del sismograma sintéticoempleado en la interpretación de los perfiles de laCuenca del Duero, así como las diferentes técnicasde modelización de los perfiles de sísmica de refle-xión en 2D y 3D, basados en el trazado de rayos,empleadas para la conversión en profundidad delas secciones tiempo.El origen de la reflectividad cortical: ¿qué produceuna reflexión?Durante los últimos años han sidomuchos los trabajos dirigidos al estudio de las fá-bricas sísmicas que se suelen encontrar más co-múnmente en los perfiles de sísmica de reflexiónprofunda y sobre todo al origen de los reflectores,es decir: ¿qué origina una reflexión?El origen de las reflexiones en los perfiles conven-cionales es bastante conocido. La mayoría se atri-buyen a reflexiones en las interfases que separandos medios con contraste de impedancia acústica,lo cual suele corresponder a cuerpos rocosos de li-tologías diferentes. Las fallas no siempre producenreflexiones y cuando lo hacen se suele deber a queponen en contacto dos litologías diferentes. Por su-puesto, el origen de los reflectores someros en losperfiles de sísmica de reflexión profunda es el mis-mo y los reflectores muchas veces se pueden corre-lacionar con niveles geológicos o estructuras queafloran en superficie.

Sin embargo, no es tan evidente el origen de otrasreflexiones muy comunes en los perfiles de sísmicade reflexión profunda que incluso se pueden en-contrar por debajo de 4-5 segundos y que por lotanto proceden de la corteza inferior. Entre éstaspodemos citar: bandas horizontales o inclinadas dereflectores subparalelos alineados o el incrementode reflectividad a nivel de la corteza inferior. Inclu-so se discute el origen de los reflectores originadosen la discontinuidad de Mohorovicic en la interfasecorteza-manto. El principal problema radica en ladificultad o imposibilidad de acceder a los materia-les que producen dichas reflexiones, excepto cuan-do éstos afloran.

Rudnick y Fountain (1995), ampliando la discu-sión de Mooney y Meissner (1992), revisaron losposibles orígenes de dichas reflexiones. En el ca-so de las procedentes de la corteza inferior suelenmostrarse como numerosas reflexiones subhori-zontales con aspecto lamelar, situadas por debajode 4-5 segundos y que desaparecen bajo la Moho.La primera mención acerca de una corteza infe-rior con una reflectividad de ese tipo fue realizadapor Meissner en 1967. En ocasiones la alta reflec-tividad se mantiene a lo largo de toda la cortezainferior mientras que en otras se limita a sus ex-tremos inferior y superior. Dichos autores plante-an y discuten los siguientes orígenes: i) contrastede impedancia acústica causada por intrusionesígneas solidificadas dentro de rocas con otras pro-piedades físicas; ii) bandeado litológico a peque-ña escala de rocas metamórficas donde las refle-xiones se pueden producir por: variaciones litoló-gicas, anisotropías sísmicas, interferencias cons-tructivas o una combinación de estos factores; iii)fallas que yuxtaponen diferentes tipos rocosos; iv)zonas de cizalla dúctil en las que se originan re-flexiones debido a: anisotropías sísmicas dentrode la cizalla, recristalización metamórfica dentrode la zona de cizalla, interferencia constructivaresultante del incremento del bandeado litológicodebido a la alta deformación, o una combinaciónde estos factores; v) zonas con presencia de flui-dos sometidos a alta presión de poro; vi) flujodúctil generalizado en la corteza profunda que in-crementa el bandeado, la anisotropía y las interfe-rencias constructivas, y vii) fundidos intracortica-les o cuerpos parcialmente fundidos.


Varias de las causas de la reflectividad en la corte-za han sido confirmadas directamente por eviden-cias en sondeos o afloramientos. Por ejemplo, Juh-lin (1990) correlacionó reflexiones en perfiles dereflexión con intrusiones ígneas de doleritas. En lazona de falla de Brevard, Christensen y Szymanski(1988) mostraron que las reflexiones del interior dela zona de falla se originaban por una interacciónde variaciones composicionales y anisotropías in-ducidas por la deformación. Más recientemente,estudios realizados en el sondeo profundo KTB

(Kontinentale Tiefbohr, Alemania) han mostradoque las reflexiones más energéticas en la cortezasuperior provienen de fallas rellenas de fluidos yzonas de cataclasis antes que de contactos litológi-cos o anisotropías inducidas por la textura y/o fo-liación (Harjes et al., 1997). Hay otras evidenciasindirectas de que el bandeado composicional y laintrusión de diques máficos horizontales contribu-yen a la reflectividad de la corteza inferior (Fig. 2)y de que la alta reflectividad de la corteza inferiorse debe al flujo dúctil, que incrementa la reflectivi-


P V ρ SIN

T.D

. = 0

,10

s

ba

0 km 60 km

10

15

5

0

T.D

. (s)

c

CORTEZA INFERIOR

TRANSICIÓN CORTEZA/MANTO

MANTO

zona de cizalla

Prof. (km)Velocidad (km/s)

1 2

CortezaInferior

V = 6,7 km/s

TransiciónMoho

Figura 2. a) Perfil de sísmica de reflexión marino frente a Inglaterra. La corteza inferior es altamente reflectiva y la corteza superior y manto sonrelativamente transparentes. b) Reflexiones sintéticas originadas por una columna de rocas con alternancia de altas y bajas velocidades de trans-misión de las ondas sísmicas. Demuestra que muchas capas finas pueden producir reflexiones significativas (P-profundidad (intervalo 50m),V-velocidad, r-densidad, SIN-sintético). c) 1-Modelo de la corteza inferior y la Moho, consistente en láminas anastomosadas de alta y baja velo-cidad distribuidas al azar. 2-Perfil velocidad-profundidad a lo largo del modelo. (respectivamente: Warner, 1990; Christensen, 1989 y Sandmeieret al., 1987. Todas en Mooney y Meissner, 1992).


dad al alinear minerales y estirar cuerpos geológi-cos a una geometría subhorizontal. Estos mecanis-mos se han relacionado con procesos de extensióncortical que obliteran la reflectividad previa. Holli-ger y Levander (1994) han demostrado mediantesismogramas sintéticos que las reflexiones se pue-den originar por diques intruidos en partes debilita-das por la extensión de la litosfera. Otros autoreshan demostrado mediante modelos construidos apartir de datos geológicos, junto con velocidades ydensidades obtenidas de sondeos, que el bandeadocomposicional es también una causa importante dela reflectividad de la corteza inferior (Hale yThompson, 1982; Fountain et al., 1984; Sandmeieret al., 1987; Christensen, 1989 en Mooney yMeissner, 1992).

Para Mooney y Meissner (1992) la Moho represen-ta la transición corteza-manto, de 3 a 5 km de po-tencia, consistente en una alternancia al azar de fi-nas capas anastomosadas de materiales con alta ybaja velocidad sísmica (Fig. 2c). A pesar del signi-ficativo incremento de velocidad que se produceentre la corteza y el manto (0,5 a 1,5 km/s) en mu-chos perfiles la Moho no es la reflexión más ener-gética, ya que la disposición de las capas es másimportante que la variación de velocidad. Hammery Clowes (1997) encuentran importantes variacio-nes en la reflectividad de la Moho en distintos am-bientes tectónicos que puede estar condicionadapor la historia tectónica y magmática de la litosfe-ra. La reflectividad de la Moho se asocia a proce-sos de deformación (compresión, extensión ytranspresión) y esto indica que la cizalla dúctil y lareología de los materiales juegan un papel impor-tante en su reflectividad.

La diagrafía sónica del sondeo El Campillo y elsismograma sintético

Se ha dispuesto de los datos de las testificacionesgeológicas y geofísicas realizadas en el sondeo ElCampillo (Cuenca del Duero, Palencia) para REP-SOL EXPLORACIÓN. De todas las diagrafías, laque resultó más útil para este trabajo fue la sónica,que es una de las testificaciones habituales que serealizan en un sondeo. Esta diagrafía se utiliza paradeterminar las velocidades sísmicas instantáneasde las formaciones atravesadas. La sonda empleadapara esta testificación tiene dos receptores separa-

dos unos 30 mm y una fuente acústica separada en-tre 900 y 1500 mm del receptor más cercano. Lafuente genera pulsos ultrasónicos con una frecuen-cia de 20-40 kHz que activan un temporizador y semide la diferencia de tiempo de paso de las ondasentre ambos receptores. Las sondas de este tipo al-canzan penetraciones en la roca de pocos centíme-tros y permiten discriminar capas de pocos decíme-tros de espesor. En ocasiones se usan sondas conespaciados mayores (entre 2,1 y 3,7 m) que consi-guen mayor penetración en la roca. La escala verti-cal en una diagrafía sónica convencional es en pro-fundidad, aunque si se dispone de una testificaciónsísmica de velocidades se puede obtener una dia-grafía sónica calibrada en la que la escala verticales tiempo real. Estas diagrafías se pueden superpo-ner directamente sobre la sección sísmica y permi-ten correlacionar las reflexiones con los horizontesgeológicos que las han producido.La obtención de un sismograma sintético de la dia-grafía sónica (ver ejemplo en la Fig. 80, más ade-lante) facilita la identificación de las reflexiones,ya que representa la respuesta sísmica teórica obte-nida de la columna de roca del sondeo. Este méto-do de relacionar los datos del sondeo con los de lalínea sísmica mediante un sismograma sintético esel más fiable y el que proporciona mejores resulta-dos (Tearpock y Bischke, 1991). El proceso paraobtener el sismograma sintético comienza con elcálculo de la curva de impedancia acústica a partirde la diagrafía sónica calibrada, multiplicando lavelocidad sísmica por la densidad. En el caso delsondeo El Campillo, utilizado en el Apartado 5, an-te la ausencia de una testificación directa de densi-dades, se aplicó la Ley de Gardner que relaciona lavelocidad acústica (ft s-1) con la densidad (g cm-3)según la relación:

densidad = 0,23 x (velocidad)0,25

Una reflexión se produce en aquellas interfases queseparan dos medios con contraste de impedancia o,lo que es lo mismo, con distintas densidades y ve-locidades sónicas. Cuanto mayor es el contraste,mayores son el coeficiente de reflexión y la canti-dad de energía que es reflejada. De la curva de im-pedancia acústica se obtiene la serie de coeficien-tes de reflexión que indica aquellos niveles quepueden producir una reflexión de amplitud directa-



mente proporcional al coeficiente de reflexión. Elúltimo paso para obtener el sismograma sintéticoes la convolución de una onda con la serie de coe-ficientes de reflexión. En este estudio se probaronvarios tipos de ondas y al final se utilizó una ondaRicker de fase cero, con una longitud de 120 mili-segundos y una frecuencia central de 30 Hz.

La modelización de perfiles de sísmica de reflexión

El avance de las técnicas de procesado de datos sís-micos ha mejorado de tal manera la calidad de lassecciones sísmicas que, en cierto modo y con limi-taciones, pueden considerarse “imágenes fotográfi-cas” del subsuelo. Sin embargo, hay una serie de li-mitaciones inherentes al método que hacen que lassecciones se alejen de tal concepto. Así, las estruc-turas con altos buzamientos, fallas y pliegues muycercanos entre sí, unidades contiguas con fuertescontrastes de velocidad o estructuras que no tienendirecciones estructurales bien definidas, presentandificultades para ser visualizadas por este método.

La modelización sísmica supone un paso adelanteen la interpretación de los datos sísmicos, porcuanto permite obtener modelos geológicos de laestructura del subsuelo a partir de los mismos.Existen dos modos diferentes de abordar la modeli-zación sísmica (Fig. 3): i) Migración o inversióndel trazado de rayos, en la que se define la estruc-tura de las reflexiones en escala de tiempo y de ellase deriva la estructura del subsuelo en profundidad,mediante la aplicación de un modelo de velocida-des. Es el método utilizado en el Apartado 5 parala conversión a profundidad en 3D de los mapas deisocronas de la Cuenca del Duero y en el Apartado3 para la conversión a profundidad en 2D de losperfiles de sísmica de reflexión del margen nori-bérico. ii) Modelización directa, en la que se partede una estimación de la estructura y distribución develocidades del subsuelo (modelo de profundida-des) y se obtiene su respuesta sísmica o sismogra-ma sintético para compararlos con los datos reales.Esta modelización se utilizó para el estudio de lalínea de sísmica de reflexión profunda ESCIN-2(Apartado 4).

La escala vertical de los modelos estructurales ini-ciales en los dos métodos es respectivamente tiem-po y profundidad, y ambos se basan en el trazadode rayos (raytracing) en los modelos de velocida-

des y el cálculo de los tiempos de llegada de las re-flexiones en los mismos. Por ello, parece interesan-te introducir un apartado explicativo sobre los prin-cipios que rigen el trazado de rayos y cómo se com-portan los rayos u ondas sísmicas en el subsuelo.

Fundamentos del trazado de rayos (raytracing).Existen dos maneras de visualizar el modo de pro-pagación de las ondas en un medio cualquiera: co-mo frentes de ondas o como rayos normales a losfrentes. El Principio de Huyggens afirma que cadapunto de un frente de onda actúa como fuente deuna onda completamente nueva. En la Figura 4a serepresenta el frente de una onda a los 2 segundosde propagarse en un medio homogéneo desde unfoco emisor. Para predecir la posición del frente alsegundo siguiente, cada punto del frente de ondade 2 s es considerado como una nueva fuente. Laenvolvente tangencial de los círculos que corres-ponden a 1 s, cuyo centro es el frente de 2 s, repre-senta la posición del frente a los 3 s. Otra represen-tación alternativa de la propagación de las ondassísmicas es representarlas como rayos normales alos frentes de onda (Fig. 4b). Estas normales son lí-neas que conectan los frentes de onda sucesivosdesde el foco de energía y son conocidas como tra-yectorias de rayos (raypaths). Las trayectorias derayos permiten describir y visualizar de un modomás intuitivo la propagación de las ondas en cual-quier medio y siguen tres normas fundamentales enlas que se basa el trazado de rayos: i) los rayos si-


MODELIZACIÓNDIRECTA

INVERSIÓN DELTRAZADO DE RAYOS

O MIGRACIÓN

Modelo deProfundidad

z

Solución deProfundidad

V1V1V1

V2

RespuestaSísmica

(sismograma sintético)

t

ReflexionesInterpretadas

Figura 3. Datos de partida y resultado de la modelización sísmica di-recta y de la inversión del trazado rayos.


guen una trayectoria rectilínea en los medios quetienen una velocidad constante; ii) los rayos se re-fractan de acuerdo con la Ley de Snell al atravesarinterfases que separan medios con distinta impe-dancia acústica. La impedancia acústica es el pro-ducto de la densidad de un medio por la velocidadde propagación de las ondas en el mismo; y iii) losrayos se reflejan en interfases que separan medioscon distinta impedancia acústica. Los ángulos deincidencia y de reflexión son iguales.

Modelización directa. La modelización directa portrazado de rayos permite determinar si un modelode profundidad y velocidades es compatible conlos datos sísmicos reales. Para ello se comparan losdatos reales y el sismograma sintético, que son lasreflexiones que se obtienen del cálculo de la tra-yectoria de los rayos sísmicos en el modelo de ve-locidades (raytracing) La modelización directa re-quiere el cálculo del tiempo de paso (traveltime) ylas amplitudes de las ondas sísmicas que se propa-gan a través de un modelo de profundidad y veloci-dades (Yilmaz, 1987). El método es iterativo y co-mienza con la construcción de un modelo de velo-cidades y profundidad que se va modificando ensucesivas etapas hasta que se obtiene un ajuste sa-tisfactorio entre los datos reales y sintéticos (Fig.5). Otras aplicaciones descritas para la modeliza-ción directa son las de ayudar en el diseño de cam-


fuenteinicial t = 1 s t = 3 st = 2 s

trayectoriade rayo

TRAYECTORIA DE RAYOSY FRENTES DE ONDA

b)

frentesde onda

PRINCIPIO DE HUYGGENSfuenteinicial

fuentessecundarias

t = 1 s t = 2 s t = 3 s

frentes de onda de lasfuentes secundarias

a)

frente de ondacompuesto

AjustarModelo

Trazado deRayos

COMIENZO

MODELO INICIALPROFUNDIDAD

zV1

V2 NO¿Ajuste

Satisfactorio? SIz

V1

V2

MODELO FINALPROFUNDIDAD

SISMOGRAMASINTÉTICO

t

DATOS REALESt

Figura 4. a) Representación gráfica de un frente de ondas y del princi-pio de Huyggens que predice su comportamiento. b) Trayectoria derayos y frentes de onda de un pulso sísmico.

Figura 5. Esquema del proceso iterativo de modelización directa de datos sísmicos. El ajuste entre el sismograma sintético y los datos reales de-termina la validez del modelo. Si el ajuste no es bueno se ha de modificar el modelo e iniciar el proceso.


pañas de adquisición de datos sísmicos, para com-probar a priori si se van a obtener reflexiones delas estructuras objetivo y también como método deapoyo del procesado de datos sísmicos en zonas es-tructuralmente complejas.Dependiendo de los datos de partida que se quieranmodelizar, hay diferentes tipos de trazados de ra-yos que se pueden realizar sobre los modelos deprofundidades:

1) Trazado de rayos en los que la fuente de emisiónde rayos y los receptores se encuentran separados(offset raytracing) (ver Fig. 6a, b y c).2) Trazado de rayos en los que el emisor y receptorde los rayos se encuentran en la misma posición ylos rayos tienen trayectorias descendentes y ascen-dentes coincidentes (zero-offset raytracing)(verFig. 6d, e y f). Para la modelización de ESCIN-2

(Apartado 4) y la conversión a profundidad en 3Dde los mapas de isocronas de la Cuenca del Duero(Apartado 5) se utilizó el trazado de rayos de inci-dencia normal (Fig. 6d), mientras que para la con-versión a tiempo en 2D de las secciones sísmicasmigradas del margen noribérico (Apartado 3) seempleó el trazado de rayos de incidencia vertical(Fig. 6f).

Inversión del trazado de rayos o migración. La in-versión del trazado de rayos o migración consisteen definir la geometría de una reflexión sin migraren escala de tiempo, en 2 o 3 dimensiones, y a par-tir de ella derivar la estructura de la interfase que laha producido (Fagin, 1991). El objetivo del proce-so es derivar un modelo de profundidad a partir delas observaciones sísmicas. La inversión del traza-do de rayos muchas veces se llama migración, ya


EMISOR Y RECEPTOR SEPARADOS (offset ra ytracing )

EMISOR Y RECEPTOR COINCIDENTES (zero-offset ra ytracing )RAYOS DE INCIDENCIA

VERTICAL

V1

V2

f

RAYOS DE UN PERFILSÍSMICO VERTICAL

V1

V2

c

RAYOS DE DOS CDP

V1

V2

RAYOS IMAGEN

V1

V2

b

e

Prof

Prof

Z

Z

RAYOS DEINCIDENCIA NORMAL

RAYOS DE UNDISPARO

V1

V2

V1

V2

a

d

Figura 6. Diferentes tipos de trazados de rayos que se pueden realizar sobre un modelo. a) Trazado de rayos de ensamblajes de disparos(shot-gathers). b) Trazado de rayos de CMP (punto espejo o punto medio común). c) Trazado de rayos de perfiles sísmicos verticales realizadosen sondeos. d) Trazado de rayos de incidencia normal (normal incidence rays). Se trata de rayos que se reflejan perpendicularmente en los hori-zontes del modelo y se refractan en las interfases restantes de acuerdo con la Ley de Snell. Simulan secciones sísmicas no migradas y fueron em-pleados para la modelización del perfil ESCIN-2 y la conversión a profundidad en 3D de los mapas de isocronas de la Cuenca del Duero. e) Tra-zado de rayos imagen (image rays). Los rayos son perpendiculares a la superficie del terreno y se refractan al atravesar los horizontes del modelo.Simulan las secciones sísmicas migradas en tiempo. f) Trazado de rayos de incidencia vertical (vertical incidence rays). Son rayos que se extien-den desde la superficie del terreno hasta los horizontes del modelo sin refractarse en los horizontes intermedios. Simulan secciones sísmicas mi-gradas en profundidad y fueron empleados para la conversión a tiempo en 2D de las secciones sísmicas migradas del margen noribérico.


que su solución final debería ser equivalente a unamigración por ecuación de onda.

Los datos de entrada al proceso son la estructura dela reflexión sin migrar en 2D o 3D y la velocidad delos materiales por encima de dicha reflexión (Fig.7). El proceso es secuencial y no iterativo comoocurre en la modelización directa. El “modelo solu-ción” se va construyendo capa a capa, desde la mássuperficial hacia abajo, ya que la estructura delsubsuelo sobre el reflector que se modeliza condi-ciona la trayectoria de los rayos hasta ese reflector.

Tanto en la modelización directa como en la inver-sión del trazado de rayos sobre reflexiones no mi-gradas se utilizan rayos de incidencia normal (Fig.6d). En el momento de hacer el trazado de rayos,en la modelización directa se parte de un rayo conorigen en un reflector y con una trayectoria normalal mismo. En el método inverso, sin embargo, sedesconoce la estructura en profundidad, por lo quelos rayos se inician en la superficie con un ánguloderivado de la inclinación temporal local (local ti-me dip) y de la velocidad del subsuelo (Fig. 8). Lainclinación temporal local en el punto A es la incli-

nación de la tangente a la curva en el punto A. Parareconstruir la trayectoria del rayo se calcula el án-gulo de emergencia y la longitud del rayo, que es laequivalente al tiempo de llegada medido en el pun-to de partida. El producto de la inclinación tempo-ral por la mitad de la velocidad, define el seno delángulo de emergencia del rayo en superficie. El ra-yo así definido proporciona las coordenadas de suextremo y la superficie del reflector se define comoperpendicular al rayo. El conjunto de rayos calcu-lados permite definir la “estructura solución” enprofundidad. Como se ha dicho, primero se defineel reflector más superficial y para definir la segun-da capa se sigue el mismo procedimiento, pero eneste caso los rayos se refractan de acuerdo con laLey de Snell en la primera superficie obtenida.

En el caso de las secciones sísmicas migradas, sehan utilizado rayos de incidencia vertical (Fig. 6f)ya que los reflectores están localizados en su posi-ción correcta espacial y únicamente se realiza unatransformación directa de tiempo a profundidad, enla escala vertical, mediante la aplicación de un mo-delo de velocidades.


Inversión de rayos -reflexión 1

z

Modelo inicialprofundidad

z

Inversión de rayos -reflexión 2

z

V1

1

1

V1

V1

V2

SALIDA : modelo finalde profundidad

z

2

1

ENTRADA : reflexionesinterpretadas y velocidad

de las capas

t 1

2

Figura 7. Diagrama de flujo del proceso de inversión del trazado de rayos. Como entrada al proceso se utilizan los datos reales y un modelo develocidades y en sucesivas etapas se va reconstruyendo la estructura del subsuelo hasta obtener un modelo final.


El estudio de las anomalías gravimétricas

Los estudios de gravimetría se basan en la Ley dela Gravedad de Newton según la cual la fuerza deatracción F entre dos masas m1 y m2 de pequeñasdimensiones respecto a la distancia r que las sepa-ra es:

donde G es la Constante de Gravedad (6,67 x 10-

11m3kg-1s-2).

La atracción de la Tierra, de masa M y radio R, so-bre una masa m situada sobre su superficie, quedadefinida por la fórmula:

La fuerza se relaciona con la masa por una acelera-ción y el término g=GMR-2 es conocido como laaceleración de la gravedad o simplemente grave-dad. Su valor medio en superficie es 9,80 m s-2 y suunidad en el sistema c.g.s. es llamada gal (1 cm s-2)en honor de Galileo Galilei. En los estudios de gra-vimetría a escala cortical se estudian variacionesde milésimas de gal y la unidad utilizada es el mili-gal (1 mgal = 10-3 gal).

Si la tierra fuera una masa homogénea, perfecta-mente esférica y sin rotación, la gravedad seríaconstante, sin embargo, su forma elipsoidal, movi-miento de rotación, relieve superficial y heteroge-neidad en la distribución de densidades, producenpequeñas variaciones de la gravedad en superficie.Precisamente, el interés de los estudios gravimétri-cos aplicados a la geología radica en que del estu-

dio de estas variaciones se puede inferir la distribu-ción, forma y densidad de los cuerpos geológicosdel subsuelo responsables de dichas variaciones.

Medición de la gravedad y obtención del mapa deanomalías. Como ya hemos visto, la forma de latierra no es esférica, sino que es casi esferoidal. Elesferoide de referencia es un elipsoide oblongo quese aproxima a la superficie media del mar o geoideuna vez eliminada la tierra por encima de dicho ni-vel. En 1930 la IUGG (International Union of Ge-odesy and Geophysics) adoptó una fórmula para elcálculo de la gravedad normal, en base al elipsoidede referencia más apropiado en ese momento. Con-siderando nuevos datos obtenidos de satélites, lafórmula para el cálculo del elipsoide de referenciafue revisada por la IUGG en 1967 y se obtuvo lallamada1967 geodetic reference system formula(GRS67 formula)que permite calcular el valor dela gravedad normal gN, o gravedad teórica en la su-perficie del elipsoide de referencia:

gN = 978,031846 (1 + 0,0053024sin2

Φ + 0,0000059sin2

Φ)

donde Φ es la latitud.

Las variaciones en el campo gravitatorio produci-das por las variaciones de densidad de los cuerposgeológicos son como máximo de pocos cientos demiligales; pequeñas si se comparan con las origina-das por los cambios de latitud y elevación pero ma-yores que las producida por el efecto mareal y la to-pografía. Es por ello que al valor de la gravedad ob-servada en un punto determinado, hay que aplicarleuna serie de correcciones o reducciones gravimétri-cas compensatorias de esos efectos y reducir así elvalor de la gravedad al que tendría en una superfi-cie equipotencial o datum,como puede ser el geoi-de. Entonces podremos analizar las anomalías comodebidas únicamente a la distribución de cuerpos dedistinta densidad en el subsuelo. Las reduccionesque se deben aplicar a las observaciones son:

1) Corrección de deriva. Corrige las variaciones enel tiempo de las medidas del gravímetro debidas aalteraciones mecánicas del aparato. Se corrige ha-ciendo medidas en un mismo lugar a distintas ho-ras y comparando la evolución temporal de lasmismas. En nuestro caso la corrección de deriva serealizó en base a las medidas de inicio y fin de iti-nerario diario de recogida de datos.


Z

X

D

A∆x

∆t

SenD = Inclinación temporal * V/2

Longitud del Rayo = tiempo/2 * velocidad

Reflector definido por losrayos inversos

rayosinversos

Inclinación temporal en A = ∆x/∆t

V1

V2

Figura 8. Definición de la superficie migrada a partir de un reflectorpor inversión del trazado de rayos.

F=m1G

m2

r2

F=GM

mR2

=gm


2) Corrección mareal. Los gravímetros son sufi-cientemente sensibles como para registrar los cam-bios de la gravedad cíclicos debidos a la atraccióngravitatoria del Sol y la Luna, cambios que depen-den de la latitud y del tiempo. Las variaciones ma-reales tienen un valor máximo de 0,3 mgal y perio-dos de 12 horas. Normalmente estas correccionesvan incluidas en la corrección de deriva.

3) Corrección de latitud. La gravedad varía con lalatitud debido a la forma elipsoidal de la Tierra ysu velocidad angular. Por un lado, la aceleracióncentrífuga debida a la rotación es máxima en elEcuador, oponiéndose a la gravedad, y cero en losPolos. Por otro lado, la gravedad se incrementa enla región polar, mientras que disminuye en el Ecua-dor debido a la mayor distancia al centro de la Tie-rra, aunque este efecto se ve contrarrestado por elincremento de masa en la zona ecuatorial. La co-rrección es máxima en la latitud 45° y va incluidaen la fórmula para el cálculo de la gravedad normalgN. Para cada punto de observación el valor de la

gravedad normal se sustrae al de la gravedad ob-servada gobs, obtenida tras aplicar las correccionesmareales y de deriva, y se obtiene la anomalía gra-vimétrica observada ∆gobs:

∆gobs= gobs- gN

de la que se han eliminado los efectos del aplasta-miento y rotación de la Tierra.

4) Corrección de elevación. La corrección de ele-vación se aplica en dos partes: la corrección de airelibre y la corrección de Bouguer:

a) Corrección de aire libre. Corrige la disminuciónde la gravedad en el aire libre con la altura comoresultado del aumento de la distancia al centro dela Tierra (Fig. 9a). Una vez aplicada esta correc-ción todas las medidas quedan reducidas al datum.Esta corrección es positiva para puntos por encimadel geoide y tiene un valor de aproximadamente0,3086 mgal por cada metro de separación del ge-oide de referencia. La fórmula para obtener la ano-malía de aire libre ∆gFA en una estación a una altu-ra h en metros es:

∆gFA = gobs- gN + 0,308557h

b) Corrección de Bouguer. Tiene en cuenta el efec-to gravitacional de la roca presente, el punto de ob-

servación y el datum, que en la corrección anteriorno se consideraba. Para ello se aproxima la capa deroca de densidad ρ bajo la estación a una láminahorizontal infinita, tangente al elipsoide de referen-cia, de espesor h (Fig. 9b) cuya atracción gravita-cional viene dada por el producto:

gravedad de la lámina = 2πGrh = 0,04193ρh

Esta corrección debe restarse para alturas sobre eldatum. Una vez aplicada, junto con las anteriores,se obtiene la anomalía de Bouguer ∆gBs:

∆gBs= gobs- gN + 0,3086h - 0,04193ρh

5) Corrección del terreno. Tiene en cuenta el relie-ve de los alrededores de la estación y corrige elerror introducido en el cálculo de la anomalía deBouguer al asumir que el relieve es plano. Siemprees positiva, ya que como se puede ver en la Figura9c, el sector 1 forma parte de la lámina de roca cal-culada para la corrección de Bouguer, aunque no esreal y por lo tanto hemos de sumar su efecto gravi-tatorio que en la corrección de Bouguer se ha resta-do. El sector 2 ejerce una atracción hacia arriba re-duciendo la gravedad y su efecto no se tiene encuenta en la corrección previa, por lo que su atrac-ción se debe corregir sumándole la corrección delterreno.

El valor de esta corrección se calcula para cada es-tación utilizando una plantilla circular transparentedividida en sectores concéntricos llamada círculode Hammer. Este sistema es tedioso para estudiosdonde se maneja un número elevado de estaciones,por lo que actualmente se emplean programas in-formáticos que la calculan mediante la aplicaciónde modelos digitales del terreno suficientementedetallados.

La anomalía de Bouguer con corrección topográfi-ca o anomalía de Bouguer completa será entoncesigual a:

∆gB = gobs- gN + 0,3086h - 0,04193ρh + CT

donde ∆gB, gobsy gN están en mgal, h en metros,ρ en g cm-3 y CT es la corrección topográfica enmgal.

Para el cálculo de las diferentes correcciones seemplearon diversos programas cedidos por el Insti-tuto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera



(CSIC-Barcelona) realizados por A. Casas y E.Klingelé, modificados por M. Torné.

La modelización gravimétrica. El método utilizadopara la interpretación de las anomalías gravimétri-cas fue la modelización directa. La técnica consisteen construir un modelo de densidades, integrandotodos los datos geológicos y geofísicos disponiblesy calcular la anomalía que este modelo origina. Enetapas sucesivas se modifica el modelo hasta obte-ner un ajuste satisfactorio entre la anomalía mediday la calculada para el modelo. De este modo se ob-tiene un modelo o corte geológico a escala corticalcompatible con los datos gravimétricos. Sin embar-go, la interpretación y modelización de anomalíasde campos potenciales como el gravimétrico, elmagnético o el eléctrico son inherentemente ambi-guas, ya que un cuerpo de una determinada densi-dad sólo puede producir una anomalía, pero unaanomalía puede estar causada por infinitos cuerposde distinta forma y densidad. Por ello, en el mo-mento de abordar la modelización es fundamental

reducir los grados de libertad, integrando en el mo-delo toda la información geológica y geofísica dis-ponible. Para la elaboración de los modelos de esteestudio se han utilizado todas las fuentes de infor-mación disponibles como: perfiles de sísmica dereflexión convencional y profunda, datos de sonde-os de la Cuenca del Duero y del margen noribérico,modelos de sísmica de refracción e informacióngeológica superficial.

El tratamiento de los datos y una primera modeli-zación preliminar se realizó con programas infor-máticos cedidos por el Instituto Jaume Almera(CSIC-Barcelona). Para la modelización definitivase empleó el programa GM-SYSde modelizacióninteractiva en 2,75D de datos gravimétricos y mag-néticos de Northwest Geophysics Associates.

1.3. Estudios geofísicos previos

Los estudios sísmicos corticales del NO de la Pe-nínsula Ibérica, anteriores al proyecto ESCIN, sereducían a un extenso experimento de 5 perfiles derefracción llevado a cabo en 1982 en Galicia (Cór-doba 1987; Córdoba et al., 1987, 1988) (Fig. 10).Entre éstos y los perfiles de refracción de los Piri-neos (Gallart et al., 1981; Daignières et al., 1982),existía una amplia zona de más de 600 km en el Npeninsular sin explorar por estos métodos. La cor-teza deducida en el sector gallego se estructura entres horizontes con velocidades de 6,0-6,1 km/s,6,2-6,3 km/s y 6,7-6,9 km/s y espesores de 13, 8 y18 km respectivamente. La discontinuidad de Mo-horovicic aparece como un límite neto de primerorden con un manto de velocidad cercana a 8,3km/s. El espesor cortical máximo es de 30-32 kmen la parte central de Galicia, disminuyendo pro-gresivamente hasta 23-27 km en los márgenes con-tinentales occidental y septentrional, como conse-cuencia del adelgazamiento cortical relacionadocon la apertura del Atlántico y del Golfo de Vizca-ya. El adelgazamiento se produce a expensas de lacorteza inferior cuya velocidad disminuye tambiénhacia el océano.

Córdoba (1987) puso en evidencia la existencia dedos zonas con una velocidad anómalamente alta.Una de ellas está próxima a la superficie y coincidecon los complejos de rocas máficas y ultramáficasde Órdenes y Cabo Ortegal, donde los datos apun-


1

222

1

hhh

hhh

hhhdatum

topografía

a

b

c

Figura 9. a) Corrección de aire libre para un punto de observación auna altura h. b) Lámina de dimensión horizontal infinita para calcularla corrección de Bouguer simple. c) Corrección de terreno.



tan a su no enraizamiento. La otra corresponde auna banda convexa con velocidad de 6,6 km/s yextensión de 6 a 8 km, situada a 8 km de profundi-dad bajo el Manto de Mondoñedo (Domo de Lugo)y la interpretó como un pliegue subparalelo a lasdirecciones hercínicas o una intrusión de materia-les de alta velocidad. Vegas y Córdoba (1988) laconsideraron como una lámina de corteza inferioremplazada en la corteza superior. Téllez (1993) re-trabajó los mismos datos, incluyendo el estudio delas ondas P, S y convertidas. La Moho se confirmócomo una discontinuidad de primer orden, estable-ció un espesor medio de la corteza de 30 km e in-terpretó la lámina de alta velocidad bajo el Mantode Mondoñedo como una lámina de corteza infe-rior emplazada en niveles superiores. Por último,propuso una composición petrológica, en base a los

datos sísmicos, atribuyendo una composición gra-nítica y gneísica a las cortezas superior y media yuna composición granulítica a la corteza inferior.

La sísmica de reflexión convencional o somera hasido utilizada intensivamente en el Golfo de Vizca-ya desde los años 60, llegando a adquirirse un nú-mero considerable de perfiles que proporcionaronuna imagen de su estructura más superficial. La re-visión de la geología de esta zona se abordará en elApartado 3, por lo que nos limitaremos a citar losprimeros trabajos realizados en la zona, así comoaquellos de especial relevancia. Boillot et al.(1971) presentaron el primer mapa de la platafor-ma continental cantábrica, realizado a partir del es-tudio de más de 30 perfiles de reflexión y de nume-rosos dragados y sondeos, que sería posteriormente

Figura 10. Modelos de los experimentos de sísmica de refracción de Córdoba et al. (1988) en Galicia.


actualizado por Boillot et al. (1973a), Lamboy yDupeuble (1975) y Boillot et al. (1979) (ver Fig.30, más adelante). Los primeros trabajos sobre laestructura de la llanura abisal del Golfo de Vizcayason los de Damotte et al. (1969) y Sibuet et al.,(1971) que se apoya en los sondeos profundos 118y 119 del DSDP (Deep Sea Drilling Project). Enestos trabajos se menciona la presencia de cortezaoceánica en el centro del Golfo y se hacen las pri-meras referencias a los sedimentos deformados alpie del talud continental del margen noribérico. Si-buet y Le Pichon (1971) estudiaron el mapa deanomalías gravimétricas del Golfo y asociaron elmínimo gravimétrico que bordea todo el margennoribérico con la existencia de una fosa marginalque relacionaron con una zona de subducción ter-ciaria fosilizada. Por último, Montadert et al.(1974), Derégnaucourt y Boillot (1982) y Boillot yMalod (1988) realizaron trabajos de síntesis de losdatos geológicos y geofísicos del Golfo de Vizcayay sus márgenes continentales.

En cuanto a la estructura del margen armoricano,conjugado del noribérico, estudios combinados desísmica de reflexión y refracción definieron unacorteza continental de unos 33 km de espesor quese adelgaza progresivamente hasta su límite con lacorteza oceánica, cuya Moho está a 12 km de pro-fundidad (Roberts y Montadert, 1980; Avedik et

al., 1982). La estructura profunda de la zona orien-tal del Golfo se conoce por el perfil de sísmica dereflexión profunda ECORS-Golfo de Vizcaya quediscurre a lo largo de la plataforma de Aquitania.Se registra un adelgazamiento cortical en la zonacentral (Cuenca de Parentis) y un engrosamientohacia el norte (macizo varisco francés) y sur (frentede cabalgamiento Pirenaico), pasando el espesor de22 a 35 km (Pinet et al., 1987).

En lo que atañe a otro tipo de estudios geofísicos,cabe destacar la modelización gravimétrica delborde N de la Cuenca del Duero en el área del Ber-nesga-Porma (León) realizada por Evers (1967) eincluida dentro de un extenso estudio geológico dela zona. La Universidad de Leiden (Holanda) llevóa cabo una extensa campaña de recogida de datospara obtener el mapa de anomalías de Bouguer dela zona y se determinó la densidad de las rocasaflorantes. Los tres perfiles gravimétricos realiza-dos permiten cuantificar la inclinación del borde Nde la cuenca así como la potencia del rellenomeso-terciario (Fig. 11).

Los datos de magnetismo han sido estudiados enlos últimos años y han aportado interesantes datossobre la estructura profunda de diferentes áreas a lolargo de todo el NO peninsular. A partir de datosrecogidos por el IGN (Instituto Geográfico Na-cional), Aller (1984) modelizó la anomalía magné-


TORÍO

CURUEÑO

PORMA

60°

60°

Figura 11. Perfiles gravimétricos del borde norte de la Cuenca del Duero realizados por Evers (1967).


tica situada al norte del Manto de Mondoñedo, me-diante la presencia de un cuerpo anómalo entre 5 y13 km de profundidad interpretado como un grupode rocas intrusivas. Esta interpretación es coinci-dente con la sugerida a partir de los datos sísmicospor Córdoba (1987), que relaciona este cuerpo conuna anomalía de alta velocidad.

La publicación del mapa aeromagnético de Ardizo-ne et al. (1989) incrementó el número de estudiossobre el magnetismo realizados en el noroeste de laPenínsula Ibérica. Para Aller et al. (1994), la ano-malía de Galicia oriental es producida por un cuer-po de rocas máficas o ultramáficas de la corteza in-ferior, emplazado en niveles de la corteza media asuperior por un cabalgamiento con unos 50 km dedesplazamiento horizontal. Aller (1994) estudió laanomalía magnética de la Zona Cantábrica que si-gue la curvatura del arco descrito por las unidadespaleozoicas. El modelo propuesto (Fig. 12a) mues-tra la presencia de una cuña de material de la corte-za inferior, de unos 2 km de espesor, emplazado enla corteza superior-media, enraizado a unos 20 kmen la corteza inferior y desplazado unos 40-50 kmhacia el centro del arco por un cabalgamiento va-risco. En la parte meridional de la Zona Cantábri-ca, la base del cabalgamiento está desplazada haciael sur unos 14 a 17 km por un cabalgamiento alpi-no (Fig. 12b). Aller y Zeyen (1994) explicaron laanomalía magnética del País Vasco mediante unacuña de rocas máficas del Cretácico superior conalguna participación de rocas máficas de la cortezainferior, emplazada a una profundidad entre 5 y 12km por un cabalgamiento con un desplazamientomínimo de 10 km hacia el NE.

Cabal (1993) realizó el estudio del flujo de calor yla modelización de la estructura térmica de la litos-fera en un perfil E-O de 800 km, paralelo a la costacantábrica. Este trabajo supuso el primero de la es-pecialidad realizado en esta zona y presenta datosregionales de flujo de calor superficial y producciónradiogénica de calor, integrados junto con otros da-tos geofísicos y geológicos en un modelo térmicolitosférico. En el trabajo se incluye un mapa de flu-jo de calor que da un valor medio de 50 ± 8 mWm-2, normal para una zona estable, y un modelo gra-vimétrico que proporciona profundidades y densi-dades que constriñen el modelo térmico litosférico.Concluye que el espesor litosférico oscila entre 90

km en la zona continental y 130 km en el margen,donde el flujo de calor superficial es de 45-55 y35-45 mW m-2 respectivamente. La temperatura enla base de la corteza oscila entre 150 °C en el mar-gen continental y 650 °C en el continente.

1.4. El proyecto ESCIN

El proyecto ESCIN (Estudio Sísmico de la CortezaIbérica Norte) fue financiado por la CYCIT (cofi-nanciado por el Principado de Asturias -FYCIT- ypor la Unión Europea) bajo la clave GEO90-0660y el título: “ Perfiles de sísmica de reflexión pro-funda en el NO de la Península Ibérica y sus már-genes atlánticos. Estructura de la litosfera de la

ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS: PERFILES ESCI-N 27aaaaaaaaaaaaaaaaaCuerpo magnético anómalo

Carboníferoaa Terciario Paleozoicopre-CarboníferoPrecámbrico

-20

80

100 nT

0 50

20

40

60

0

Cuenca del Duero Valsurbio Pisuerga-CarriónPicos deEuropa

S N

b

30 km

20

10

0

Perfil 4

20

40

60 nT

0

0 50 100 150 km

0

10

20

30 km

Perfil 2

ZAOL Somiedo Aramo CCCO E

a

100 km

1

2

3

444

23

1

Figura 12. Modelos corticales de las anomalías magnéticas de la zonacantábrica en dos perfiles E-O y N-S, respectivamente, modelizadospor Aller (1994).


Cordillera Varíscica y sus márgenes gallego y No-ribérico Norte” . Se enmarcó dentro de un proyectoglobal para el estudio de la corteza Ibérica por mé-todos sísmicos que incluía también proyectos en elSurco de Valencia (ESCI-Surco de Valencia), laCordillera Bética (ESCI-Béticas) y en el Mar deAlborán (ESCI-Alborán). Su desarrollo significóun gran impulso para los estudios geofísicos y geo-lógicos, así como para el conocimiento de la es-tructura cortical y la geología superficial del NOpeninsular, además de colocar a la comunidadcientífica de investigadores de Ciencias de la Tie-rra en España al nivel de otros países que teníanproyectos similares en marcha: COCORPy CAL-CRUST(Estados Unidos), BIRPS(Gran Bretaña),LITHOPROBE(Canadá), ACORP(Australia),ECORS(Francia), DEKORP (Alemania), WIRE(República de Irlanda), etc.

Los objetivos geológicos del proyecto ESCIN eran:i) el estudio de la corteza y manto superior del NOde la Península Ibérica y el margen continentalcantábrico; ii) estudiar la estructura de este sectorde la cadena Varisca europea así como la improntadejada por la deformación alpina superpuesta; iii)controlar la estructura del margen noribérico, unmargen extendido que posteriormente sufrió unacortamiento de edad alpina, y iv) estudiar la rela-ción entre las estructuras alpinas de esta zona y lasdel extremo occidental de los Pirineos.

Para cumplir dichos objetivos se realizaron 205 kmde sísmica de reflexión profunda en tierra y 525 kmen mar, repartidos en 4 perfiles (situación en Figs.1b, 115 y 116): a) Dos perfiles con orientación E-Oque atraviesan perpendicularmente las estructurasvariscas. El perfil terrestre ESCIN-1 en el extremooriental y el perfil marino ESCIN-3 que constituyesu prolongación occidental. Este último discurre en-tre la llanura abisal Atlántica al NO de la Coruña ylas inmediaciones del Cabo Peñas en Asturias y fuediseñado para estudiar la evolución del margen con-tinental atlántico. Simultáneamente a la adquisiciónen mar, se registraron las reflexiones de gran ánguloy refracciones con estaciones en tierra. b) Dos per-files con orientación N-S perpendiculares a las es-tructuras alpinas. El perfil terrestre ESCIN-2 mues-trea el borde sur de la Cordillera Cantábrica y elborde norte de la Cuenca del Duero. El perfil mari-no ESCIN-4 atraviesa perpendicularmente el mar-

gen continental noribérico. También se registraronlas llegadas de ondas reflejadas de gran ángulo y re-fractadas de este último experimento.

Dentro de proyectos CYCIT complementarios(GEO91-1086), se realizaron tres perfiles N-S dereflexión de gran ángulo mediante el registro si-multáneo en tierra de los disparos de aire compri-mido de los perfiles marinos ESCIN-3, ESCIN-4 eIAM-12 y cinco perfiles de sísmica de refracción,que permitieron deducir la estructura de la cortezaen todo el NO de la Península Ibérica, así como ladistribución cortical de las velocidades de propaga-ción de las ondas sísmicas (situación en Figs. 1b,115 y 116).

1.5. Aportaciones del proyecto ESCIN

Las aportaciones de los estudios realizados bajo elproyecto ESCIN al conocimiento de la geologíadel subsuelo han sido muy importantes y han abier-to la posibilidad de reinterpretar aspectos ya cono-cidos de la geología superficial.

Los perfiles terrestre ESCIN-1 y marino ESCIN-3se enfocaron al estudio de las estructuras variscaspara obtener una imagen del orógeno desde sus zo-nas más externas en el oriente hasta las internas enGalicia. De acuerdo con los datos del extremo occi-dental del perfil ESCIN-1, en la transición entre laszonas externas e internas, bajo el Antiforme delNarcea destaca la presencia de bandas de reflec-tores inclinados al oeste, que atraviesan desde lacorteza inferior hasta niveles de la corteza superior(B y C en la Fig. 112, más adelante). Pérez-Estaúnet al. (1994) interpretaron estos reflectores comozonas de cizalla profundas, que conectan con eldespegue basal subhorizontal de la Zona Cantábricasobre el basamento precámbrico indeformado (A enla Fig. 112, más adelante). Gutiérrez-Alonso (1997)explicó esos mismos reflectores como estructuraspre–variscas, probablemente diques de rocas máfi-cas intruidas durante procesos de rift, que posterior-mente rejugaron como planos de cabalgamiento conpoco desplazamiento. La estructura más profunda,en la transición a las zonas internas del orógeno, pa-rece mostrar una indentación del basamento de laZona Cantábrica en la corteza de las zonas internas(Pérez-Estaún et al., 1997). La presencia de un des-pegue basal indeformado hacia el este, confirma el




carácter de tectónica epitelial propuesto previamen-te para la Zona Cantábrica en base a la geología su-perficial. El despegue está ligeramente inclinadohacia el oeste desde 12 km en su extremo orientalhasta 15,5 km en la zona donde se junta con las ci-zallas corticales (ver Fig. 112, más adelante) (Ga-llastegui et al., 1997). Éstas alcanzan profundidadesde 25 km y tienen un buzamiento de unos 40° haciael oeste (discusión en el Apartado 7).

El perfil ESCIN-3.1 incluye un pequeño prisma deacreción al pie del talud continental, en la transi-ción océano-continente en el margen gallego, don-de los sedimentos mesozoico-terciarios están de-formados como consecuencia de la convergenciaentre Europa e Iberia durante el Terciario(Álvarez-Marrón et al., 1996). Las únicas reflexio-nes atribuidas a estructuras variscas en los perfilesESCIN-3.1 y ESCIN-3.2 se encuentran en la corte-za media del último, donde hay unas reflexionescorrelacionables con estructuras de esta edad entierra que tienen una orientación N-S (Álvarez-Ma-rrón et al., 1997b). El resto de estructuras parecenser post-variscas y están relacionadas con los epi-sodios de extensión mesozoicos o de compresióncenozoicos. La corteza inferior es reflectiva en am-bos perfiles hasta el límite con el océano. Puede serla imagen de zonas de cizalla relacionadas con elestiramiento dúctil de la corteza, que produjo suadelgazamiento en relación con la apertura delGolfo de Vizcaya, o el relicto de una corteza infe-rior originariamente más gruesa. El perfil ES-CIN-3.3, reprocesado por Ayarza (1995), tiene unmejor registro de los episodios variscos aunque laparte superior está ocupada por dos importantescuencas meso-cenozoicas (ver Fig. 113, más ade-lante). En la parte superior del basamento hay re-flexiones inclinadas al E que son el registro de loscabalgamientos y pliegues acostados de los domi-nios del Navia y Alto Sil (Martínez Catalán et al.,1997), los cuales confluyen en profundidad en unasreflexiones horizontales consideradas como el des-pegue basal de la Zona Asturoccidental-Leonesa.En la parte inferior del perfil hay dos bandas re-flectivas que inicialmente fueron interpretadas co-mo una duplicación varisca de corteza inferior, se-paradas por una zona con velocidades propias delmanto (Ayarza, 1995). Estudios posteriores (Ayar-za et al., 1998) le atribuyen tres posibles orígenes:

varisco, post-varisco o alpino (discusión en elApartado 7). Por último, bajo 12 s hay unas cons-picuas reflexiones, observables también en el perfilESCIN-3.2, inicialmente interpretadas como laimagen de láminas subducidas, aunque de dudosavalidez a la luz de los últimos datos.

Los perfiles terrestre ESCIN-2 y marino ESCIN-4tenían como objetivo el estudio de las estructurasalpinas y su superposición sobre las estructuras va-riscas previas. El perfil ESCIN-2 muestra la ima-gen cortical de la transición entre la CordilleraCantábrica y la Cuenca del Duero. Su característicamás destacable es la presencia de una serie de re-flexiones discontinuas, inclinadas al N, considera-das como cabalgamientos alpinos que atraviesan lacorteza superior y se unen a un despegue en la cor-teza media. El desplazamiento a lo largo de estoscabalgamientos originó el levantamiento de la Cor-dillera Cantábrica (Pulgar et al., 1997). La cortezainferior es reflectiva y pasa de disponerse subhori-zontalmente bajo la Cuenca del Duero a inclinarsehacia el N bajo la Cordillera por una flexión queproduce un engrosamiento de la denominada “cor-teza continental” o “ibérica” (Pulgar et al., 1996).El perfil ESCIN-4, que constituye la continuaciónen el mar de ESCIN-2, ofrece una imagen del mar-gen continental noribérico. En la plataforma astu-riana y el Banco Le Danois se observan cuencassedimentarias mesozoicas, invertidas durante elTerciario. Al norte del talud continental hay unapotente sucesión sedimentaria depositada sobre unbasamento posiblemente oceánico, cuya base se in-clina al sur. Inmediatamente al pie del talud se ob-serva un conjunto de reflectores en forma de cuña,normalmente inclinados al sur, que se han interpre-tado como un prisma de acreción alpino enterradobajo sedimentos más jóvenes (Álvarez-Marrón etal., 1996 y 1997b; Gallart et al., 1997).

Los datos de refracción en diversos perfiles N-S yE-O (Fernández Viejo, 1997) muestran que la es-tructura de la corteza en la zona oriental deESCIN-1 es la de una corteza típicamente varisca,estructurada en tres niveles y con un espesor de30-32 km, aunque hacia el este se produce el im-portante engrosamiento cortical antes descrito. Enun perfil N-S paralelo a ESCIN-2 y ESCIN-4 (Fig.13) se observa la flexión de la “corteza ibérica”mostrada en ESCIN-2 y el engrosamiento cortical


llega a alcanzar 50-60 km de espesor bajo la líneade costa cantábrica (Pulgar et al., 1996; FernándezViejo, 1997; Fernández Viejo et al., 1998; Fernán-dez Viejo et al., 2000). En la parte marina la corte-za tiene velocidades de corteza oceánica y en el ex-tremo más septentrional la Moho del margen se si-túa a 18 km de profundidad. Hacia el S, la Mohoprofundiza hasta alcanzar 32 km bajo la línea decosta. La flexión de la corteza ibérica y el consi-guiente engrosamiento cortical se producen por laindentación hacia el S de una cuña de corteza infe-rior del “margen cantábrico” produciendo la dela-minación de la corteza inferior “Iberica”. Fernán-dez Viejo (1997) también realizó dos modelos gra-vimétricos a escala cortical con una orientaciónN-S: uno frente a la costa de Galicia y otro desdela llanura abisal cantábrica hasta la Cuenca delDuero a lo largo del meridiano 4,85°O. Ambos es-tán constreñidos por los datos de refracción y elque sigue el meridiano 4,85°O refleja el engrosa-miento cortical bajo la Cordillera, así como el adel-gazamiento progresivo de la corteza del margencantábrico hacia el centro del Golfo de Vizcaya.

2. CONTEXTO GEOLÓGICO

La estructura actual de la zona estudiada es el re-sultado de una historia geológica compleja, desa-rrollada a lo largo de dos ciclos orogénicos com-

pletos: el varisco y el alpino, que por lo tanto in-cluye varias etapas de compresión y distensión. Setrata de una historia que comienza en el Fanerozoi-co con los primeros eventos compresivos variscosdesarrollados durante el Carbonífero sobre una ex-tensa plataforma estable desde el Precámbrico, yque concluye hace pocos millones de años con losúltimos eventos compresionales alpinos en el Ter-ciario, que levantaron la Cordillera Cantábrica a lavez que se desarrollaban las cuencas terciarias deOviedo y del Duero.

Desde el punto de vista geológico, la zona estudiadase puede dividir en varios dominios caracterizadospor las rocas que los constituyen y la deformaciónque muestran. Por un lado, está el dominio ocupadopor las rocas paleozoicas que conforman el MacizoVarisco, que incluye rocas del Precámbrico al Car-bonífero superior. La estructura de esta zona se ad-quirió esencialmente durante la Orogenia Varisca,aunque la deformación alpina retoca algunas estruc-turas y produce el levantamiento de la CordilleraCantábrica durante el Terciario a la vez que se reju-venece el relieve. Por otro lado, los materiales pale-ozoicos constituyen el basamento sobre el que se de-positan las cuencas mesozoico-terciarias, en las quese incluyen materiales del Pérmico. Se pueden dife-renciar: la cuenca marina meso-terciaria desarrolla-da en el margen continental cantábrico y al pie deltalud continental, y las cuencas terrestres de Oviedo


0

20

40

60

Pro

fund

idad

(km

)Cuenca del Duero Cordillera Cantábrica

Plataforma continentalcantábrica Llanura Abisal

Línea de costa

Sedimentos Basamento CortezaMedia

Corteza InferiorIbérica

Corteza Inferiordel Margen Manto

0 20 40 60 80 100 km

taludS N

8.38.38.3

8.18.18.16.856.856.85

7.87.87.8

7.87.87.87.87.87.8

?

?

6.656.656.65

2.92.92.9

7.37.37.3

7.07.07.0

6.06.06.0

6.96.96.9

6.756.756.75

6.756.756.75

6.26.26.2

6.26.26.26.056.056.05

6.556.556.556.36.36.3

5.95.95.95.95.95.9 5.75.75.7

2.32.32.3 4.04.04.0

5.95.95.9

5.15.15.15.65.65.6 3.13.13.1 1.51.51.5

3.53.53.55.55.55.5

6.06.06.06.26.26.2

6.26.26.26.156.156.15

6.156.156.157.257.257.25

7.257.257.25

6.96.96.96.356.356.35

6.356.356.35

7.57.57.5

Figura 13. Modelo cortical en una sección N-S paralela a ESCIN-2 y ESCIN-4 compuesto en base a dos perfiles de sísmica de refracción/granángulo cuya situación se muestra en la Figura 1. Nótese el fuerte engrosamiento cortical bajo la Cordillera Cantábrica. Tomada de Pulgar et al.(1996).


y del Duero además de la Cuenca Vasco-Cantábricaque limita por el este la zona estudiada.

La geología detallada de cada una de estas zonasserá tratada en los apartados correspondientes. Enéste se hará una descripción geológica dentro de unmarco geotectónico más amplio que incluye el res-to de la Placa Ibérica y las placas limítrofes. Sepretende describir la evolución de la zona en térmi-nos de dinámica de placas.

2.1. La Orogenia Varisca

Contexto geotectónico

El cinturón orogénico varisco de Europa occidentalforma parte de un larga cadena paleozoica (1000km de anchura por 8000 km de longitud) que seextiende desde el Macizo de Bohemia en Polonia,Eslovaquia y la República Checa por el norte, has-ta los Apalaches del Sur y las Ouachitas en Nortea-mérica y las Mauritánides de África oriental por elsur (Fig. 14a). La construcción de este edificio oro-génico se produjo entre 500 y 250 Ma por la coli-sión de varias placas como Laurentia y Bálticacontra Gondwana, que se situaba al SO. A todoslos procesos que acompañan la colisión, se les co-noce con el nombre de Orogenia Varisca y durantesu desarrollo se produjo el cierre de al menos tresocéanos (Iapetus, Rheico y Galicia-Macizo CentralFrancés), cuyos restos están preservados en retazosde suturas (Matte, 1991). El resultado final es laconcentración de la mayor parte de los terrenos su-baéreos en un único supercontinente denominadoPangea (Fig. 14b).

Los terrenos proterozoicos y paleozoicos que fue-ron deformados y en parte metamorfizados e intrui-dos por granitoides, durante la Orogenia Varisca,constituyen la mayor parte del basamento premeso-zoico en Europa occidental. Este basamento afloraen varios macizos (Ibérico, Armoricano, MacizoCentral Francés, Ardenas-Renohercínico y Bohémi-co) que sufrieron poca deformación ulterior, excep-to en las zonas afectadas por la Orogenia Alpina co-mo: Alpes, Pirineos y la Cordillera Bética (Matte,1991). Como veremos a lo largo de este trabajo,también hay que incluir dentro de este grupo a laCordillera Cantábrica en el norte del Macizo Varis-co que aflora en el NO de la Península Ibérica.

El cinturón varisco fue sometido a una fuerte ero-sión antes del Pérmico y se desmembró definitiva-

mente durante el Mesozoico en varias placas du-rante la apertura del Océano Atlántico. Tras la rup-tura de Pangea, uno de los segmentos de la cadenavarisca se encuentra en América, al otro lado delocéano, y otra parte se extiende desde la costa oc-cidental de África hasta el Macizo de Bohemia, pa-sando por el oeste de la Península Ibérica.

El Macizo Ibero-Armoricano

El aspecto de la Cadena Varisca Europea, antes dela fragmentación de Pangea, sería el de una cadenacontinua desde el sur de Iberia hasta el norte de


a

b

Figura 14. a) Orógenos peri-Atlánticos del Paleozoico en una recons-trucción pérmica según Matte (1991). b) Configuración de superconti-nente Pangea entre el Pérmico superior y el Triásico inferior (220-240Ma), según Moores y Twiss (1995).


Bohemia, como la que se observa en la Figura 15,uniendo los diferentes macizos y trasladando Ibe-ria, Córcega y Cerdeña a sus posiciones premeso-zoicas. Esta banda deformada tiene una longitud de3000 km y una anchura entre 700 y 800 km y se

caracteriza por su forma curvada; el llamado ArcoIbero-Armoricano. El Macizo Varisco Ibérico, queconstituye la rama sur del Arco Ibero-Armoricano,es el que presenta actualmente la mejor sección ge-ológica de todos los macizos variscos en Europa


A A

Figura 15. Esquema estructural del Orógeno Varisco Europeo. N.V.F.: frente varisco norte; L.R.H.S.: sutura de Lizard-Renana; M.T.S.: Suturadel Macizo Central; C.C.S.: sutura de Coimbra-Córdoba; O.M.S.: sutura de Ossa-Morena. Los bloques de Iberia y de Córcega-Cerdeña se repre-sentan en su posible posición pérmica con respecto a Europa. Corte geológico a través del Macizo Ibérico. Situación del corte en la Figura a. To-madas de Matte (1991).


Occidental. En él se puede observar la doble ver-gencia opuesta, hacia el E en la parte norte y haciael SO en la parte sur, característica de los orógenosde colisión (Fig. 15).

Toda esta sección ha sido ampliamente estudiadadesde finales del siglo pasado y Lotze (1945) esta-bleció la primera división en seis zonas del oróge-no en base a criterios estructurales, estratigráficosy/o metamórficos. Julivert et al. (1972) redujeron acinco las zonas y más recientemente se han modifi-cado ligeramente los límites entre ellas (Arenas etal., 1986; Farias et al., 1987), quedando definitiva-mente dividido de norte a sur en: Zona Cantábrica,Zona Asturoccidental-Leonesa, Zona Centro-Ibéri-ca, Zona de Galicia-Trás-os-Montes, Zona deOssa-Morena y Zona Sur Portuguesa (Fig. 16a).

La parte noroeste del Macizo Ibérico constituyeuna espectacular sección continua de 400 km. De Ea O el nivel de erosión es progresivamente más ba-

jo y afloran desde las zonas más externas del oró-geno (Zona Cantábrica) hasta las más internas (Zo-na Centro-Ibérica y Galicia-Trás-os-Montes). Gra-cias a ello se pueden observar todas las estructurasque caracterizan los orógenos colisionales: las zo-nas internas profusamente afectadas por metamor-fismo e intruidas por granitos y las zonas externasdonde la deformación es del tipo epitelial(thin-skinned) y las principales estructuras son ca-balgamientos y pliegues asociados, y el metamor-fismo es muy escaso o nulo (Pérez-Estaún et al.,1991) (Fig. 16b).

En la Figura 17 se representan los distintos esta-dios de la evolución del sector NO del margen no-ribérico durante el Paleozoico según Matte (1991).La historia comienza con una etapa distensiva en elPaleozoico inferior formándose en este margen unaamplia plataforma continental con surcos colmata-dos de sedimentos cambro-ordovícicos (Fig. 17A).


Figura 16.a) Esquema simplificado de la división en zonas del Macizo Hercínico en el NO peninsular. Basado en Lotze (1945), Julivert et al. (1972)y Farias et al. (1987). b) Corte geológico del sector N del Macizo Ibérico según Pérez-Estaún et al. (1991). Situación del corte en la Figura a.


La plataforma pasó por una etapa estable hasta elDevónico superior (Fig. 17B y C). Ya durante elPaleozoico inferior (Fig. 17A) debía existir frente aGondwana (placa donde se sitúa la zona de estu-dio) un margen activo de subducción que evolucio-nó hasta la colisión de los continentes. En este pro-ceso se produjo la obducción de rocas básicas, ul-trabásicas y neises en torno al Silúrico. Posterior-mente a la colisión, durante el resto del Carbonífe-ro, todo el margen sufre un importante acortamien-

to con la formación de cabalgamientos y la génesisde la cadena montañosa.

La Zona Cantábrica

El sector oriental de la Zona Cantábrica es la partedel orógeno Varisco que se encuentra dentro de lazona objetivo del estudio. Debido al método sísmi-co empleado, los materiales paleozoicos respon-den, y han sido tratados esencialmente, como el ba-samento sobre el que se desarrollan las cuencasmeso-terciarias, que proporcionan más informa-ción, aunque también se han podido obtener datossobre las estructuras de los materiales paleozoicos.

Julivert (1967) dividió la Zona Cantábrica en variasregiones con características geológicas diferentes(Fig. 18a): Región de Pliegues y Mantos (unidadesdel Aramo, Sobia-Bodón y Somiedo-Correcillas),Región de Mantos o del Manto del Ponga, CuencaCarbonífera Central, Región de los Picos de Europay Región del Pisuerga-Carrión. La franja estudiadaabarca terrenos de prácticamente todas las regionesy más que las características particulares de cadauna de ellas es necesario mencionar las caracterís-ticas generales de la Zona Cantábrica en conjunto.

La Zona Cantábrica constituye el núcleo interno delArco Ibero-Armoricano, que en esta zona ha sidodenominado como Arco Astúrico o Rodilla Astúri-ca. Como se ha mencionado, exhibe las caracterís-ticas típicas de una zona externa de cordillera, conuna tectónica de tipo epidérmica (thin-skinned) y ladeformación se produce en condiciones superficia-les con ausencia de metamorfismo y escaso desa-rrollo del clivaje, siendo las estructuras más carac-terísticas los pliegues y cabalgamientos vergentes aleste (Julivert, 1971; Pérez-Estaún et al., 1988).

Tectonoestratigráficamente se distinguen dos unida-des: preorogénica y sinorogénica (Marcos y Pulgar,1982). La primera tiene forma de cuña adelgazadahacia el E. Está formada por rocas de edad Cámbri-co a Carbonífero inferior, que forman unidadesalóctonas, emplazadas entre el Westfaliense B y elEstefaniense hacia el centro del arco, de modo simi-lar a las hojas del diafragma de un objetivo fotográ-fico (Pérez-Estaún et al. 1988). El emplazamientose produjo según una secuencia progradante desdelas unidades más occidentales hacia las más orien-tales (Fig. 18b). Las rocas son predominantementedetríticas, la presencia de rocas ígneas es casi testi-


Car

boní

fero

Sedimentos sinorogénicosde la cuenca de antepaís

Sedimentos preorogénicos

Corteza continental

Corteza oceánica

Arco de islas

Manto litosférico

F

E

0

30

100 km

D

volcanes

volcanes

C

Devónico

B

Complejos del NO PeninsularMargen de Gondwana

A

OrdovícicoSuperior

EO

Silúrico

Figura 17. Interpretación esquemática de la evolución geodinámicadel NO de la Península Ibérica durante el Paleozoico según Matte(1991).


monial, y se observa un incremento del porcentajede rocas carbonatadas hacia el este, aunque las are-niscas, pizarras, lutitas y carbonatos en general sonlos tipos rocosos más frecuentes. La unidad sinoro-génica incluye varias cuñas, adelgazadas hacia eleste, de materiales del Carbonífero superior queconstituyen el relleno de depresiones formadas pordelante de los cabalgamientos (Marcos y Pulgar,1982). Los materiales son esencialmente areniscas,pizarras y conglomerados con abundantes nivelesde carbón, ocasionalmente explotables.

Los cabalgamientos tienen trayectoria en escaleracon rampas y rellanos y existe un despegue genera-lizado en las dolomías cámbricas de la FormaciónLáncara. Los cabalgamientos forman estructurasmás complejas, como imbricados y duplexes, queen conjunto acumulan una gran cantidad de acorta-miento en toda la Zona Cantábrica. La zona estáafectada por dos sistemas casi ortogonales de plie-gues, longitudinales y transversales respectivamen-te a la curvatura del arco, que localmente formanestructuras de interferencia (Julivert y Marcos,


b

Antiforme del Narcea Unidad de Somiedo Unidad del PongaCuenca Carbonífera CentralU. AramoU. Sobia

15 km

rocas precámbricas

rocas cambro-ordovícicasDESPEGUE DE LAZONA CANTÁBRICA

rocas paleozoicas indiferenciadas

Región del Pisuerga-Carrión

0

4

8

km

?

O E

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲ ▲ ▲ ▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲▲

▲

▲

▲

▲▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲ ▲

▲

▲▲

▲ ▲ ▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲▲▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲▲▲▲

▲▲

▲

▲▲▲▲

▲▲▲▲

▲▲▲

▲▲▲▲

▲▲

▲▲

▲▲▲

▲

▲

▲

▲▲▲▲▲▲▲

▲▲

▲

▲▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲▲

▲▲

▲▲▲▲▲

▲▲▲▲

▲▲▲▲▲

▲▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲ ▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲▲ ▲

▲ ▲

▲▲▲

▲

▲▲▲

▲ ▲▲

▲▲▲▲

▲ ▲▲

▲▲▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲▲

▲▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲ ▲

▲▲

▲ ▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲ ▲

▲

▲▲

▲▲

▲ ▲

▲

▲

▲ ▲▲ ▲

▲

▲

▲▲

▲ ▲ ▲▲▲

▲ ▲

▲ ▲▲▲

▲ ▲ ▲ ▲

▲▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲

▲ ▲▲ ▲ ▲

▲ ▲ ▲ ▲▲

▲ ▲ ▲ ▲ ▲

▲ ▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲ ▲

▲▲

▲ ▲ ▲

▲▲

▲▲ ▲

▲ ▲

▲ ▲

▲▲▲

UN

IDAD

DE

SO

MIE

DO

-C

OR

R

ECILLAS

CORRECILLA

VALSURBIOESLA

UN

IDA

DD

EL

AR

AM

O

PICOS DE EUROPA

REGIÓN DELPISUERGA-CARRIÓN

Gijón

UN

IDA

DDE

LA

SOBIA

ZON

AA

ST

UR

OC

CID

EN

TAL

- LEO

NESA

Oviedo

0 10 20 30 km

6° 5°

43° 20'

43° 00'

ROCAS ESTEFANIENSESDISCORDANTES

COBERTERAMESOZOICO-TERCIARIA

PALEOZOICO INDIFERENCIADO

CUENCACARBONÍFERACENTRAL

REGIÓN DELPISUERGACARRIÓN

PICOSDEEUROPA

MANTODELPONGA

REGIÓN DEPLIEGUES YMANTOS

ROCAS PRECÁMBRICAS(ANTIFORMEDEL NARCEA)

MANTODEL

PONGA

CUENCACARBONIFERA

CENTRAL

Mar Cantábrico

CUENCA DEL DUERO

N

a

Figura 18. a) Esquema de la división en regiones de la Zona Cantábrica según Julivert (1967), modificado por Pérez-Estaún et al. (1988). b) Cor-te geológico de la Zona Cantábrica según Pérez-Estaún et al. (1988). Situación del corte, línea de puntos en la Figura a.


1973; Aller, 1986; Aller y Gallastegui, 1995). Lospliegues longitudinales han sido interpretados co-mo pliegues de propagación y flexión de falla,mientras que los pliegues transversales han sido re-lacionados con estructuras laterales de los cabalga-mientos. Ambos conjuntos han sufrido una ampli-ficación posterior, sobre todo en la zona del Mantodel Ponga. En los Picos de Europa los pliegues sonescasos (Pérez-Estaún et al., 1988; Pérez-Estaún yBastida, 1990).

2.2. La evolución postpaleozoica de la Placa Ibé-rica: el ciclo alpino

En este apartado se aborda la descripción de laevolución de la Placa Ibérica con posterioridad alPaleozoico, haciendo especial hincapié en el de-sarrollo del margen cantábrico y los procesos tec-tónicos que dieron lugar a su actual estructura ymorfología.

Como ya hemos visto, la situación tectónica glo-bal al final de la Orogenia Varisca (Pérmico) erala de un único supercontinente denominado laPangea. La aparente estabilidad tectónica alcanza-da con la unificación de los continentes, fue sinembargo efímera, y Pangea se vio afectado por unrégimen distensivo que reactivó los rifts periféri-cos y posteriormente los internos. La ruptura delos cinturones de los Apalaches-Marruecos y Va-risco europeo empezó tan sólo 50-60 Ma despuésde su consolidación (Fig. 19). La corteza de estaszonas aún debía estar considerablemente engrosa-da y todavía no habría alcanzado su equilibrioisostático ni térmico. Estos rifts fueron el preludiode la desintegración del supercontinente duranteel Jurásico y Cretácico que culminó, en esta zona,con la oceanización del rift Atlántico y la genera-ción de corteza oceánica.

La evolución postvarisca de la Península Ibérica,con todos los procesos que llevaron a su indivi-dualización como una subplaca y sus posterioresmovimientos, estuvieron condicionados por supeculiar posición entre dos macroplacas, Eurasiaal norte y África al sur (Fig. 19). En la evoluciónalpina de la placa se pueden distinguir dos etapas:a) Etapa extensional que abarca desde el Pérmicosuperior (230 Ma) hasta el Cretácico superior (80Ma) durante la cual se produce la extensión y des-

membramiento de Pangea culminando con la for-mación del Océano Atlántico, la apertura del Gol-fo de Vizcaya y la generación de corteza oceánicaen ambos fondos. b) Etapa compresional alpina,que abarca desde el Cretácico superior al Mioce-no medio (15 Ma) cuando la colisión entre Áfricay Europa produce el levantamiento de los edifi-cios alpinos (Pirineos, Béticas), estructuras com-presivas intraplaca (levantamiento del SistemaCentral) y el cierre parcial del Golfo de Vizcaya,acompañado del levantamiento de la CordilleraCantábrica.

Etapa de rift: Pérmico a Jurásico medio

La primera etapa distensiva posthercínica abarcadesde el Pérmico superior al Jurásico medio,cuando se desarrolla un nuevo margendivergente-transformante entre Gondwana (Áfri-ca) y Laurasia (América y Eurasia) (Figs. 20 y21). Las fuerzas que produjeron las tensiones quefracturaron Pangea estaban relacionadas con lapropagación hacia el S del r i f t del marNoruego-Groenlandés y hacia el O del rift delTethys, océano que bordeaba Pangea por el este(Ziegler, 1989). Como ya se ha dicho, las prime-ras fracturas que afectaron a Pangea en el cintu-


URALES

TETHYS

Figura 19. Reconstrucción simplificada de las placas en el Triásicomostrando los sistemas de apertura del Atlántico Norte según Coward(1995).


rón Varisco, se forman unos 50 o 60 Ma despuésde su unificación, y el rift pérmico muchas vecesse forma sobre estructuras variscas previas, en lasque se formaban cuencas intraplaca epicontinen-

tales que se iban rellenando de sedimentos. Enmuchas zonas, como en el área cantábrica y losPirineos, los sedimentos pérmicos están íntima-mente relacionados con los triásicos, por lo queen general se habla de materiales permotriásicos.En el Triásico se formaron los sistemas de rift quedarían lugar a los futuros bordes de la Placa Ibéri-ca, como los paleomárgenes de los dominios béti-co y pirenaico o los márgenes portugués y cantá-brico, que pasaban por un situación general desubsidencia (Vegas y Banda, 1982).

Durante el Jurásico inferior se produjo la subsiden-cia de los rifts bajo el nivel del mar, acompañadade una transgresión marina generalizada de lascuencas ibéricas sobre las que se instalaron exten-sas plataformas carbonatadas como la cuenca jurá-sica pirenaica o la Cuenca Vasco-Cantábrica, so-metidas a regímenes distensivos. Se estima que du-rante la etapa de rift Iberia se movió 150 km al SOrespecto de Eurasia (Boillot 1984 a y b).


b

c d

Norteamérica

Iberia

Eurasia

fija

África

JURÁSICO SUPERIOR -VALANGINIENSE (CRETÁCICO INFERIOR)

dorsal centro-oceánica

del Atlántico

puntotriple

puntotriple

Norteamérica

Iberia

Eurasia

fija

África


del Atlántico

puntotriple

puntotriple

Norteamérica

Iberia

Eurasia

fija

África

APTIENSE -CRETÁCICOSUPERIOR


del Atlánticopuntotriple

M-0

M-0

rift de Galicia

fractura de Terranova

Golfo de V izcayamargen Nord-Ibérico

Falla transformante

Dorsal centro-oceánica

Eje de rift continental

Movimiento de lasplacas

rift de Vizcaya

rift Céltico

aNorteamérica + Nor-eurasia

Iberia

Europa e

Iberia

fijasÁfrica

TRIÁSICO - JURÁSICO SUPERIOR

?

VALANGINIENSE - APTIENSE

Figura 20.Evolución cinemática de la Placa Ibérica. La primera edad indica la de reconstrucción del estado de las placas, entre paréntesis la edaddel final del periodo para el que es válido el modelo cinemático. Tomada de Malod y Mauffret (1990).

GOLFO DEVIZCAYA

GRANDESBANCOS

IBERIA

FRANCIA

AFRICA

Relieves Positivos

Cuencas Sedimentarias

Graben Triásico Cantábrico

EIRE

Figura 21. Situación del graben transtensional Triásico y otros siste-mas de rift europeos según García-Mondéjar (1989).


La individualización de Iberia como placa: Jurási-co medio a Cretácico superior

Hace aproximadamente 180 Ma el rift de Pangeacomenzó su oceanización con el inicio de la aper-tura del Atlántico Central y la formación de cortezaoceánica en sus fondos. Esto significó el inicio deuna nueva etapa en la disgregación del superconti-nente, regida por la propagación hacia el norte dela dorsal centro-Atlántica. En este momento Iberiase sitúa entre dos grandes zonas transformantes alN y S que provocan su movimiento antihorario(Fig. 20b y c).No existe consenso entre los diferentes autores so-bre el momento en el que Iberia se individualizócomo placa. Roest y Srivastava (1991) sitúan esemomento en el Cretácico medio, cuando comenzóla separación de Iberia y América marcada por laanomalía M0 de 118 Ma (Fig. 20d), proceso queculminó con la separación de Galicia y el FlemishCap hace 114 Ma (Uchupi, 1988; Ziegler, 1989).Sin embargo, la individualización total no se alcan-zó hasta el Aptiense-Albiense que es cuando el riftculmina y el margen noribérico se separa de Eura-sia (Derégnaucourt y Boillot, 1982). Desde esemomento, la Placa Ibérica se movió independiente-mente del resto de Europa con un sentido antihora-rio hacia el sudeste, arrastrada por África en sumovimiento hacia el este (Malod y Mauffret,

1990). Este movimiento antihorario produjo laapertura del Golfo de Vizcaya y la generación decorteza oceánica en su fondo, con la separación delos márgenes continentales cantábrico (Iberia) y ar-moricano (Eurasia). Ambos se comportan comomárgenes pasivos, mientras que las regiones Vascay Pirenaica están sometidas a un régimen de desga-rre a lo largo de la zona transformante noribérica(Boillot y Malod, 1988) y los Pirineos orientales acompresión (Fig. 22). La apertura del Golfo es dia-crónica y se produce de O a E. En su parte occi-dental es poco posterior a la anomalía M0 (Aptien-se inferior), en la parte central la apertura es Ap-tiense superior (Montadert et al., 1979; Derégnau-court y Boillot, 1982; Malod et al., 1982) y en elsector oriental es Albiense inferior (Malod y Mauf-fret, 1990). Tampoco hay consenso entre los auto-res sobre el ángulo de rotación total de Iberia res-pecto a Europa. Lallemand y Sibuet (1986) calcu-laron un ángulo de 23° y posteriormente Sibuet yCollette (1991) aumentaron el valor de la rotacióndesde la anomalía M0 hasta 34°, lo cual está deacuerdo con los datos paleomagnéticos que danuna rotación de 35°-40° desde el Pérmico (Van derVoo y Zijderveld, 1971).

La expansión oceánica en el Golfo de Vizcaya ter-minó al comienzo del Campaniense a medida quela dorsal centro-Atlántica progresaba hacia el Nprovocando la separación de Groenlandia y la Pe-nínsula de Labrador (Ziegler, 1989). El cese de laapertura se produjo hace casi 80 Ma (Fig. 22), en-tre la anomalía 31 (Roest y Srivastava, 1991) o laanomalía 33 (Sibuet y Collette, 1991, 1993), y pa-rece estar relacionado con la anexión de África eIberia, en algún momento antes de la anomalía 34(84 Ma), y el movimiento de África hacia el N queda fin al régimen distensivo Mesozoico en Iberia.

Síntesis de la cinemática de la apertura del Golfode Vizcaya

Como hemos visto, la evolución meso-terciaria dela Península Ibérica es compleja, pasando por eta-pas de compresión y distensión y sufriendo dife-rentes movimientos debido a su posición entreÁfrica y Eurasia. Uno de los eventos más impor-tantes y que ha suscitado mayor discusión es el dela apertura del Golfo de Vizcaya, por cuanto con-dicionaría toda la evolución posterior de la placa


Figura 22. Reconstrucción de las placas en el momento de formaciónde la anomalía A33o con Europa fija. A, B y C son puntos conjugadosdel punto triple del Atlántico. Obsérvese la zona de los Pirineos antesde la compresión alpina. (Tomada de Sibuet y Colette, 1991).

A

A33o

B

C

IBERIA

EUROPA

AFRICA

NORTEAMERICAMargen

Armoricano

200

4000

200

200

4000

A33o (80 Ma)

A33o

A33o ? ?

20W 0E

50N

40N

Zona Transtensional ?

4000


y es el proceso que dio lugar a la formación delmargen noribérico y precedió a la formación delos Pirineos.

La forma en V del Golfo llevó a proponer unas hi-pótesis iniciales de apertura en tijera, con un polode rotación entre Iberia y Eurasia localizado en elcentro de la cadena pirenaica (Carey, 1958), queexplicaba la apertura del Golfo y la compresiónen los Pirineos. Posteriormente, Bullard et al.(1965) y Schoeffler (1965) basándose en el paleo-magnetismo de rocas triásicas propusieron un po-lo de rotación en el centro de la cadena. Desde losaños setenta surgieron varias tendencias para ex-plicar las rotaciones (Fig. 23): i) Polos de rotacióncercanos, localizados al este (Montadert y Win-nock, 1971) o al oeste de los Pirineos (Souquet etal., 1977; Sibuet y Collette, 1991), y ii) Polos derotación lejanos que implican una componente detraslación de E a O de Iberia con la presencia defallas transformantes senestras. Estos modelos en-contraban objeciones como los desplazamientos

del orden de cientos de kilómetros y la cronologíadel movimiento (Choukroune, 1976 en Grandje-an, 1994).

Los modelos más desarrollados incluyen varios po-los de rotación que se suceden en el tiempo. Galde-ano et al. (1989) estudiando las anomalías magnéti-cas localizan un polo de rotación cercano a Parísque luego migra hacia el sur. Malod y Mauffret(1990), proponen una apertura en varias direccio-nes y con varios polos de rotación con una aperturainicial NE-SO entre el Triásico y Jurásico seguidade una traslación cretácica por el movimiento deIberia hacia el este (Fig. 24). Por último, un despla-zamiento al NO durante el Cenozoico (Boillot yCapdevila, 1977; Olivet, 1978; Grimaud et al.,1982) provocó la compresión que construyó los Pi-rineos y afectó a toda la Placa Ibérica en general.Este modelo permite explicar que la distensión enel ámbito pirenaico sea más importante de oeste aeste y el régimen compresivo sea más reciente deeste a oeste.


P

28°

A 30

A 34

0°10°20°

50°

40°

A

P

28°

A 30

A 34

0°10°20°

50°

40°

B

P

8°

A 30

A 34

0°10°20°

50°

40°

E

P

23°

A 30

A 34

0°10°20°

50°

40°

C

A 30

A 34

0°10°20°

50°

40°

D

Figura 23. Diagramas correspondientes a distintas propuestas para el desplazamiento relativo de la Península Ibérica con respecto a Europa du-rante el Mesozoico y Terciario. Los diagramas a, c y d proponen la existencia de un único polo de rotación, mientras que los diagramas b y e pro-ponen una apertura en dos fases. A30 y A34 corresponden a anomalías magnéticas del océano Atlántico. Tomada de Pérez-Estaún (1995).


La evolución terciaria de la Placa Ibérica

El movimiento hacia el NO y la rotación horaria deIberia por el empuje de África en el Terciario infe-rior, produjeron la convergencia entre Eurasia eIberia y una variación espectacular del contextogeodinámico. El resultado fue: el inicio de la oro-genia en los Pirineos dentro del ciclo Alpino, el ce-se de la generación de corteza oceánica en el cen-tro del Golfo de Vizcaya y una subducción limitadaa lo largo del margen cantábrico de Iberia que con-tinuaba unos 1000 km hacia el oeste a lo largo dela línea Azores-Biscay Rise y King’s Trough (Fig.25). Esta línea, junto con la Falla Norpirenaica enlos Pirineos constituía el límite de placa entre Áfri-ca y Eurasia ya que Iberia había pasado a formarparte de la placa africana. La subducción en elmargen tuvo lugar entre el Paleoceno-Eoceno (LePichon et al., 1971; Boillot et al., 1979; Grimaud etal., 1982), aunque la actividad en el borde occiden-tal del límite de la placa y en otras zonas llega has-ta el Mioceno, como marca la anomalía magnética6c de 24 Ma (Ziegler, 1989; Roest y Srivastava,1991). A lo largo de todo este lapso de tiempo elAtlántico continuaría su expansión hasta la actuali-dad (Fig. 26).

No existe consenso entre los autores sobre los mo-vimientos terciarios de la Placa Ibérica ni sobre el

momento exacto en que se producen. Vegas y Ban-da (1982) y Roest y Srivastava (1991) coinciden enfijar una primera etapa con poca compresión y tras-lación a lo largo de la Falla Norpirenaica, entre 80 y50 ó 42 Ma respectivamente (Campaniense a Paleo-ceno), debido al movimiento de África hacia el Orespecto de Europa. Desde ese momento hasta elMioceno (aproximadamente 15 Ma) se produce uncambio en la dirección del desplazamiento de Áfri-ca que pasa a tomar una dirección NO-SE (Olivet,1978; Vegas y Banda, 1982) provocando la conver-gencia entre Europa e Iberia (Boillot et al., 1979;Boillot y Malod, 1988). El desplazamiento estima-


12

3

45

12

34

5

500 km

1 Triásico-Jurásico2 Neocomiense (Cret. inf.)3 Aptiense (Cret. inf.)4 Albiense-Cretácico sup.5 Terciario

20 10 0

?

40

45

50

17

1725

25

31 3334

34

31 3334

K.T.C.A.V.

B.G.

400

4000

2000

IBERIAIBERIAIBERIA

Figura 24. Modelo cinemático del movimiento de la Placa Ibérica enrelación con la Placa Europea entre el Triásico y el Terciario. En laparte occidental de los Pirineos el desplazamiento relativo es de 30 kmen el Triásico-Jurásico (1), 50 km en el Neocomiense (2), 150 km enel Aptiense, 340 km en el Albiense-Cretácico superior (4) y 200 kmen el Cenozoico (5). Tomada de Grandjean (1994).

Figura 25. Borde septentrional de la Placa Ibérica durante el Eoceno alo largo de un borde convergente-transformante y anomalías en elAtlántico noreste. La posición de Iberia en el momento de la isocrona33 se muestra sombreada y la flecha indica su movimiento del Paleo-ceno al Eoceno. B.G: Banco de Galicia; K.T.: King’s Trough; C.A.V.:Cresta de Azores-Vizcaya. Isobatas en metros. Tomada de Boillot yMalod (1988).

Figura 26. Edad de la corteza oceánica en el Atlántico Norte segúnZiegler (1989). La corteza oceánica es tanto más oscura cuanto másantigua.


do en esa dirección es de unos 120 km entre el Cre-tácico superior y el Eoceno. Debido a ello se produ-ce una fuerte compresión que genera deformacionesa lo largo de todo el dominio cántabro-pirenaico. Suefecto es el nacimiento y desarrollo de la cadena decolisión de los Pirineos y la subducción limitada enel margen cantábrico con el levantamiento asociadode la Cordillera Cantábrica y la formación de doscuencas sinorogénicas: la parte septentrional de laCuenca del Duero y la Cuenca de Oviedo (Alonsoet al., 1996). La deformación no se constriñe almargen septentrional de Iberia, sino que la placa seve afectada por fuertes tensiones en otros bordes yen su interior que provocan: la deformación en lascadenas alpinas del Mediterráneo Occidental (Béti-cas y el Rif) y deformación intraplaca con el levan-tamiento de Sierra Morena y el Sistema Central res-pectivamente (Ziegler, 1989). Según Roest ySrivastava (1991) entre las anomalías 18 (42 Ma) y6c (24 Ma) Iberia vuelve a moverse como una placaindependiente hasta que la sutura del N de Iberiacesa completamente su actividad y es fosilizada porlos sedimentos posteriores.

El límite sur de la Placa Ibérica, desde la separa-ción de Iberia y África en el Eoceno superior, hasido la zona de fractura Azores-Gibraltar y la fallade Gloria que debido a su movimiento a tenido si-multáneamente zonas sometidas a compresión, dis-tensión y desgarre desde la anomalía 18 (42 Ma)hasta el presente (Roest y Srivastava, 1991).

3. LA ESTRUCTURA DEL MARGEN NORI -BÉRICO

En este apartado se aborda el estudio de la estruc-tura somera y cortical del margen noribérico frentea la costa asturiana en la zona del Banco Le Da-nois, en un área situada entre los meridianos4°50’O y 5°20’O y entre la línea de costa y el pa-ralelo 45°N (Fig. 27). El objetivo es estudiar el de-sarrollo de un margen continental que evolucionóen tres estadios tectónicos diferentes, pasando su-cesivamente por etapas de distensión, estabilidad yfinalmente compresión y acortamiento. Para ellose analizaron e interpretaron una serie de perfilesde sísmica de reflexión convencional, cedidos porla empresa REPSOL EXPLORACIÓN, procedentesde diversas campañas de prospección petrolífera,

apoyándose en los datos de sondeos realizados enla zona con el mismo fin. Estos datos permitieronelaborar un corte geológico detallado de la cuencasedimentaria que cubre la plataforma noribérica yproporcionan información sobre la estructura yevolución de la serie sedimentaria entre la línea decosta y el Banco Le Danois. El estudio se comple-tó con la interpretación del perfil norte-sur de sís-mica de reflexión profunda ESCIN-4 que aportadatos sobre la estructura profunda bajo la platafor-ma hasta el manto, así como del talud y la fosamarginal a su pie.

Geográficamente la zona estudiada se localiza enel margen meridional del Golfo de Vizcaya, queconstituye el brazo de mar que separa las costasatlánticas de Francia y España. Estas costas consti-tuyen dos márgenes conjugados que se encontra-ban unidos antes del periodo de extensión meso-zoica que confirió al Golfo de Vizcaya su actualmorfología en V abierta hacia el Atlántico. A pesarde su origen común, ambos márgenes tienen gran-des diferencias morfológicas como resultado de sudiferente evolución geológica tras su separación.El margen armoricano se caracteriza por una anchaplataforma continental de hasta 170 km de longitudy un suave talud (3,5°) de dirección NO-SE, corta-do perpendicularmente por cañones. Por el contra-rio, el margen noribérico es estrecho, con una redu-cida plataforma continental que no supera los30-40 km y un talud de fuerte pendiente (15°-20°)orientado E-O y atravesado por cañones oblicuos.La llanura abisal entre ambos márgenes es plana yligeramente inclinada al oeste, con profundidadesentre -4000 y -5000 m. Tan sólo cabe destacar lapresencia de varias montañas y escarpes submari-nos, generalmente elongados en dirección E-O, quetienen una elevación máxima de unos 2000 m so-bre el fondo del mar: la Montaña de Vizcaya, elEscarpe de Trevelyan, el Domo de Gascuña, laMontaña de Cantabria y la Montaña 3270 (Fig.27). En el vértice oriental, la transición de la plata-forma a la llanura es progresiva a través de la pla-taforma de las Landas que está limitada por la de-presión de Cap Ferret y los cañones de Capbretony Santander.

El segmento estudiado es el más complejo del mar-gen noribérico, desde el punto de vista morfológi-co. La plataforma continental por encima de -200




m es estrecha, como en el resto del margen, apenasde unos 30 km de longitud, pero a 70 km de la cos-ta se localiza otra plataforma más profunda (-500 a-700 m) llamada Banco Le Danois. El espacio en-tre ambas lo ocupa una zona deprimida de profun-didad cercana a -1000 m, llamada plataforma inter-na o plataforma marginal asturiana. El talud conti-nental es muy abrupto (entre 15-17 grados) y estáseccionado por los cañones oblicuos de Avilés,Llanes y Lastres, que conducen a la llanura abisalque en esta sección tiene profundidades entre-4400 y -4600 m (Fig. 27).

Las diferencias entre ambos márgenes no son sólomorfológicas, sino también estructurales, comoconsecuencia de su evolución geológica. La sepa-ración de los márgenes se inició por adelgazamien-

to cortical durante la fase de rift continental del Ju-rásico superior al Cretácico inferior, posterior a laetapa de distensión permo-triásica. La etapa deadelgazamiento cortical terminó en el límite Ap-tiense-Albiense con la oceanización del Golfo y laformación de corteza oceánica en su centro duranteel Cretácico superior. La posición de Iberia y Eura-sia antes del rift, así como la dirección de su sepa-ración son discutidas. Derégnaucourt y Boillot(1982) y Boillot y Malod (1988) proponen la sepa-ración de Iberia hacia el SO, por ser esta direcciónperpendicular a las fallas normales contemporáne-as con el rift descritas en el margen armoricano.Sin embargo, Sibuet (1989) deduce la dirección SEen base a estudios cinemáticos, dirección que coin-cide con la de apertura del golfo. En la Figura 28

Figura 27. Batimetría y principales elementos fisiográficos del Golfo de Vizcaya. Se muestra la posición de la zona estudiada, de los perfiles desísmica de reflexión convencional mostrados a lo largo del capítulo (A, B, C, D, E - perfiles de la Figura 37) y los perfiles de sísmica de reflexiónprofunda descritos a lo largo del trabajo.


se muestran dos posibles reconstrucciones de laposición de las placas antes del rift: la primera co-rresponde a un modelo de apertura del golfo en ti-jera, siguiendo la dirección N-S, y la segunda a unmodelo de apertura oblicuo en direcciónNO-SE.

Durante la etapa oceánica (Cretácico superior) am-bos márgenes del golfo permanecieron estables ydebían ser morfológicamente similares. El poste-rior cambio en los vectores de desplazamiento de

las placas produjo la convergencia de Iberia conEurasia durante el Terciario. En este periodo elmargen noribérico se deformó durante el Paleoce-no y el Eoceno, aunque para otros autores la defor-mación del margen pudo tener lugar hasta el Oligo-ceno e incluso el inicio del Neógeno (Montadert etal., 1971a y b, 1974; Sibuet y LePichon, 1971;Boillot et al., 1979; Grimaud et al. 1982; Boillot yMalod, 1988; Álvarez-Marrón et al., 1997a). Mien-tras tanto, el margen armoricano permaneció esta-ble hasta nuestros días preservando su estructura.La evolución terciaria de los márgenes también tie-ne su reflejo en la estructura de sus fosas margina-les. La fosa marginal noribérica sufrió desde elCretácico superior un periodo de subsidencia, perosobre todo están muy desarrolladas las series sedi-mentarias post-eocenas; mientras que la fosa mar-ginal armoricana es sobre todo una cuenca subsi-dente en el Mesozoico y el Cenozoico inferior ylos materiales post-eocenos tienen menor desarro-llo (Montadert et al., 1971a).

3.1. Contexto geológico del margen noribérico

En este apartado se hará una descripción de losprincipales rasgos estructurales y estratigráficosque caracterizan a la zona estudiada del margennoribérico, mencionando las características comu-nes y las que lo diferencian del margen armorica-no. Para poder interpretar la geología del margen ysu evolución es imprescindible tener en cuenta lageología del ámbito terrestre cantábrico que lo li-mita por el sur, por lo que se incluye la descrip-ción de la geología postpaleozoica de la CordilleraCantábrica. Los afloramientos postpaleozoicos sonescasos, pero aportan valiosa información sobre ladeformación alpina en este sector de la cordillera.Se concentran fundamentalmente en la Cuenca deGijón-Villaviciosa, rellena por materiales del Pér-mico al Jurásico, y en la Cuenca de Oviedo-Can-gas de Onís que forma una franja estrecha y alar-gada que sigue la depresión prelitoral asturiana,donde se encuentran materiales del Cretácico pos-talbiense y Terciario continental (Fig. 29). El úni-co afloramiento de Terciario marino, la serie deColombres, se localiza en una estrecha banda aloriente de Llanes, perteneciente a la contiguaCuenca Vasco-Cantábrica.


a

b

Figura 28. Reconstrucciones de la posición relativa de las placas Ibé-rica y Europea antes de la oceanización del Golfo de Vizcaya. La se-gunda sitúa a la placa Ibérica en una posición más occidental que laprimera (según: a - Sibuet y Collete, 1991; b - Olivet, 1996).



Antecedentes

El inicio de la investigación del margen noribéri-co se remonta a los años 60 y 70 cuando se ela-boraron los primeros mapas del fondo y cortesgeológicos de la plataforma, realizados a partirde perfiles de sísmica de reflexión y muestras delos fondos obtenidos de dragas y pequeños son-deos. Cabe mencionar los mapas, interpretacio-nes sísmicas y la descripción estratigráfica de laplataforma continental de Boillot et al. (1971,1973a) y de la plataforma marginal y el Banco LeDanois de Boillot et al. (1979) donde además semuestran unos cortes de la evolución geológicadel margen desde el Jurásico (Figs. 30 y 31). Ca-be destacar la utilización de mapas gravimétricos

para explicar la fosa marginal noribérica por par-te de Le Pichon et al. (1971) y Sibuet y Le Pi-chon (1971), así como las primeras observacio-nes directas y tomas de muestras en el Banco LeDanois y el talud por las inmersiones en el su-mergible Cyana (Capdevila et al., 1980; Malod yBoillot, 1980 y Malod et al., 1982). Soler et al.(1981) aporta los primeros datos de sondeos de lazona y presenta un corte geológico basado enperfiles sísmicos de toda la plataforma (Fig. 31c).Por último, Sánchez Ferré (1991) realizó el estu-dió de la evolución de la plataforma continentalVasco-Cantábrica tras el Jurásico superior. En lossiguientes apartados se hará una revisión más sis-temática y exhaustiva de los datos aportados porestos y otros trabajos.

Figura 29. a) Mapa geológico de los afloramientos postpaleozoicos en las inmediaciones de la línea de costa (Según Alonso y Pulgar, 1995). b,c) Mapa y cortes geológicos de la Cuenca de Oviedo-Cangas de Onís. Según Alonso et al. (1996) y Pulgar et al. (1999).



c

a

b

Figura 30. Mapas geológicos de la plataforma cantábrica (a y b) y el Banco Le Danois (c) realizados en base a tomas de muestras de los fondos yla interpretación de perfiles sísmicos. a) según Boillot et al. (1971) b) según Boillot et al. (1973a). c) Según Boillot et al. (1979). 1, basamentopre-Mesozoico; 2, Jurásico-Cretácico; 3, Mioceno inf.; 4, Neógeno sup.; 5, diapiro salino; 6, falla; 7, buzamiento.


El basamento premesozoico

Las rocas premesozoicas constituyen el sustrato obasamento sobre el que se depositan los materialesque, desde el Pérmico-Triásico hasta el Terciario,registran la historia de la apertura y posterior cierreparcial del Golfo de Vizcaya. Las muestras draga-das de roca fresca en el margen armoricano corres-ponden a granitos, granodioritas, cloritoesquistos,gneises y biomicritas pertenecientes al Paleozoicosuperior, mientras que localmente se han recupera-do fragmentos sueltos de rocas metamórficas de al-

to grado como granulitas máficas y charnockitas deprobable edad precámbrica (Pautot et al., 1976 enDerégnaucourt y Boillot, 1982; Didier et al., 1977;Auffret et al., 1979).

En el margen noribérico la presencia de rocas preme-sozoicas en el Banco Le Danois y en el promontoriode Cabo Ortegal fue puesta en evidencia por mues-treos directos (Capdevila et al., 1974) y en la campa-ña del sumergible Cyana (Capdevila et al., 1980;Malod y Boillot, 1980; Malod et al., 1982). En elcorte geológico y las columnas estratigráficas de la


Figura 31. a) Interpretaciones de perfiles sísmicos flexotir en la plataforma continental asturiana en la zona del estudio según Boillot et al.(1971). Situación en la Figura 30a. b) Reconstrucciones de la estructura de la plataforma noribérica y el Banco Le Danois durante el Terciario, se-gún Boillot et al. (1979). c) Corte geológico de la plataforma noribérica y del Banco Le Danois, según Soler et al. (1981).

S N

S N

NS

a

b

c


Figura 32, obtenidos en el talud septentrional delBanco Le Danois, las formaciones del Jurásico-Cre-tácico inferior reposan sobre un basamento de cuar-citas feldespáticas paleozoicas. Estas cuarcitas podrí-an ser Cámbricas por similitud con las cuarcitas de

Cándana y la Serie de los Cabos de la Zona Asturoc-cidental-Leonesa. Sin embargo, no son las únicas ro-cas premesozoicas recuperadas, ya que se recogieronotras muestras de rocas cristalinas en forma de can-tos dentro de niveles conglomeráticos decamétricos


Figura 32. Columna estratigráfica y corte geológico del talud por delante del Banco Le Danois obtenidos tras las inmersiones del sumergibleCyana. 1, caliza masiva; 2, caliza dolomítica; 3, caliza brechificada y calcarenita; 4, limo; 5, conglomerados y areniscas de grano grueso; 7, limo;8, calizas margosas; 9, calizas arrecifales (Terciario inferior); 10, calizas aquitanienses; 11, margas pliocenas. (Según Malod et al., 1982 y Capde-vila et al., 1980).

BASAMENTO

Oxfordiense aBajociense

Kimeridgiense

Portlandiense

Berriasiense-Valanginiense

Hauteriviense

Barremiense

Aptiense

Albiense

metros

1500

1000

500

0

UNIDAD 1 UNIDAD 2 UNIDAD 3

FlyschCretácico inf.

Cuarcitaspaleozoicas

Calizas y dolomíasJurásico finalCretácico basal

FlyschBarremiense

Conglomerado conclastos pre-mesozoicos

CalizasDogger

N500 m

1500

1000

S


del Cretácico inferior, interestratificados en una serieflysch de 500 m de potencia (Fig. 32). Estas rocashan suscitado una amplia discusión sobre su edad,así como sobre su afinidad con rocas similares de lazona de Galicia o de la zona axial pirenaica. Se iden-tificaron los siguientes tipos de cantos: i) charnocki-tas y rocas de facies granulíticas, diferentes a las quese encuentran en el resto de Iberia, de edad Protero-zoico inferior-medio según Capdevila y Vidal (1975)

y más de 1500 Ma para Postaire (1983), procedentesprobablemente de niveles profundos de la cortezacontinental adelgazada (Boillot et al., 1979). Su ex-humación pudo deberse a los procesos distensivosMesozoicos; ii) rocas con diferentes grados meta-mórficos, entre la facies de los esquistos verdes y lasanfibolitas, y granitoides no deformados análogos alos que se pueden encontrar en Galicia, y iii) basaltoscontemporáneos con la apertura del Golfo.


Figura 33.Columnas estratigráficas del Jurásico, Cretácico (según García-Ramos y Claverol, 1995) y Terciario (según Alonso et al., 1996) en tierra.


Los sedimentos del Triásico - Jurásico medio

Estos materiales constituyen la secuencia mesozoi-ca pre-rift. En el margen armoricano forman la ba-se de la serie sedimentaria y han sido identificadosen estructuras similares a diapiros (Derégnaucourty Boillot, 1982).

Las rocas del Permotrías de la Cordillera Cantábri-ca se depositaron durante un episodio de tectónicaextensional relacionado con una fase de extensióncortical que afectó a toda Europa (Martínez García,1981, 1982; Espina, 1997). Aunque la mayor partede los materiales son pérmicos, yacen discordantessobre el Paleozoico (Wagner y Martínez García,1982), por lo que se han incluido en este apartadojunto con la sucesión postpaleozoica. La serie pre-senta frecuentes y rápidos cambios de espesor ypuede sobrepasar los 1000 m de potencia. Está divi-dida en tres formaciones eminentemente detríticas,con gran participación de términos volcanoclásticosy volcánicos con tonos predominantemente rojizosy grisáceos que culmina con depósitos evaporíticos(Martínez García, 1991; Espina, 1997). El inicio deldepósito del Jurásico se produjo cuando el relievevarisco de la cordillera ya había sido prácticamentearrasado y la zona se inundó desde el N y NE. Lasecuencia del Jurásico inferior-medio se componeesencialmente de calizas, dolomías y margas de pla-taforma, depositadas en llanuras mareales y lagoonsque evolucionan a una plataforma somera (Fig. 33)(Valenzuela et al., 1986).

En la plataforma asturiana, entre los cañones deAvilés y Llanes no se han encontrado rocas de estaedad aflorando. Sin embargo, en los sondeos paraprospección de petróleo, que se describirán másadelante, se atravesaron niveles triásicos y jurásicosinferiores que incluyen evaporitas in situ y tambiénse han registrado evaporitas extrusivas probable-mente de la misma edad (Lanaja, 1987). TambiénSoler et al. (1981) describen un sondeo en la plata-forma asturiana (sin localización) que atravesó ni-veles triásicos entre 4500 y 5000 m de profundidad.Boillot et al. (1979) interpretaron la presencia dediapiros salinos en perfiles sísmicos de la cuencainterna del Banco Le Danois, sugiriendo la existen-cia de evaporitas triásicas similares a las de la cuen-cas de Aquitania y Vasco-Cantábrica donde el Per-mo-Trías es terrígeno y culmina con evaporitas re-lacionadas con la transgresión del Triásico medio.

Los sedimentos del Jurásico superior - Cretácicoinferior

La serie sedimentaria de esta edad se depositó du-rante la principal fase de extensión y adelgazamien-to cortical en relación con la apertura del Golfo deVizcaya y está presente en ambos márgenes. Elmargen armoricano se estructuró en fosas y semifo-sas producidas por basculamiento de bloques corti-cales decakilométricos a lo largo de fallas lístricas,donde se depositaron hasta 2 km de materiales cre-tácicos, calcáreos y dolomíticos) en estrechas fosas(Fig. 34) finalmente fosilizadas por turbiditas arci-llosas, areniscas y calizas del Aptiense-Cenoma-niense (Derégnaucourt y Boillot, 1982).

En la Cordillera Cantábrica se registra un cambiode régimen sedimentario al comienzo del Jurásicosuperior, fruto de la elevación de la parte más occi-dental del territorio como resultado de la actividadde varias fallas dentro de un régimen distensivo(García-Ramos y Gutiérrez Claverol, 1995). Losdepósitos del Jurásico superior, que actualmenteafloran en tierra, son predominantemente siliciclás-ticos y comienzan por rellenos de paleovalles yabanicos aluviales, posteriormente cubiertos poruna transgresión, que transforma la zona en unaplataforma restringida o lagoon, finalmente invadi-da por deltas (Valenzuela et al., 1986).

En la zona estudiada de la plataforma asturiana, losmateriales de esta edad se encuentran aflorando enuna estrecha franja discontinua que bordea por el Nla línea de costa actual (Fig. 30b). Son rocas carbo-natadas microcristalinas de facies de plataformapoco somera y areniscas con cemento carbonatado(Boillot et al., 1971; Boillot et al., 1973a). Las in-mersiones del sumergible Cyana en 1979 (Malod yBoillot, 1980; Malod et al., 1981) en su borde N,entre 500 y 3000 m de profundidad, han permitidoobtener la sucesión estratigráfica a lo largo de tresperfiles (Fig. 32). La serie jurásica comienza conuna sucesión de calizas, margas y dolomías hasta elValanginiense, sobre las que se depositan areniscashauteruvienses y pelitas barremienses. La seriecontinúa con areniscas micáceas, pizarras negras yconglomerados aptienses-albienses. Los depósitosindican sedimentación de plataforma bastante esta-ble y homogénea, entre el Jurásico y el inicio delCretácico, tanto en esta zona como la ocupada porla línea de costa actual. Sin embargo, en el tránsito



del Cretácico inferior al Cretácico superior hay uncambio en las condiciones de sedimentación quesiguen siendo de plataforma en la zona costera ac-tual, mientras que en el Banco Le Danois las faciesson pelágicas, más detríticas y el tipo de sedimen-tos varía en distancias cortas (Fig. 32). Esto ha lle-vado a interpretar que el Banco Le Danois se situa-ba en el límite entre la plataforma continental y elmar abierto (Boillot et al., 1979) cerca del eje delrift (Boillot y Malod, 1988).

El margen noribérico probablemente evolucionóestructuralmente de un modo similar al armoricanocon el desarrollo de fallas lístricas que explican losdiferentes tipos de sedimentos cretácicos encontra-dos en el Banco Le Danois que se habrían deposi-tado en pequeñas cuencas entre bloques bascula-dos. Desafortunadamente todos los sedimentospre-eocenos están plegados, erosionados y cubier-

tos por niveles del Eoceno superior al Neógeno(Boillot et al., 1971) y su estructura no es observa-ble en los perfiles de sísmica de reflexión pues secomportan como un basamento sísmico con pocareflectividad interna.Las estructuras más significativas de esta épocason fallas con dirección N120°E. Grandes fallascomo las de Ventaniella en Asturias y Ubierna enla zona Vasco-Cantábrica tienen la misma direc-ción y jugaron como fallas de desgarre o directas,reactivándose posteriormente en el Terciario. En laregión vasca, otras fallas con esta misma direcciónestán relacionadas con el rift.

Los sedimentos del Cretácico Superior: serie postrift

En esta época los márgenes armoricano y noribéri-co permanecieron estables mientras se producía laapertura y oceanización del Golfo de Vizcaya. El


SO

0 km

10

20

NE

6.5

8.2

6.0CAPA 3

CAPA 2

CONTACTOOCÉANO-CONTINENTE

MANTO

SEDIMENTOSSYN-RIFT

SEDIMENTOS POST-RIFT

4.6SEDIMENTOS

PRE-RIFT(Jurásico)

BASAMENTO

DESPEGUE

30

CORTEZA INFERIOR ESTIRADA

b)

50 km

Apt

Alb

Maes

Palsup

Olig

Miocinf

Eo

cen

oin

fm

ed

Mio

cen

oP

lio

cen

oC

ua

tm

ed

s

upa) 10 km

T.D.(s)

Figura 34. a) Perfil sísmico del margen armoricano (Situación en Fig. 27) donde se observan las series pre, sin y postrift depositadas entre fallaslístricas que limitan bloques corticales. Según Derégnaucourt y Boillot (1982). b) Estructura cortical y velocidades sísmicas del mismo margen(según Bott, 1992).


margen armoricano se calcula que sufrió una subsi-dencia de unos 2300 m entre el Cretácico superiory la actualidad (Bott, 1992) y los depósitos de arci-llas, margas y calizas pelágicas del Cretácico supe-rior recubren la plataforma y la llanura abisal (De-régnaucourt y Boillot, 1982).

La potencia total de los afloramientos cretácicos enla Cordillera Cantábrica, donde sólo existe Cretáci-co post-Albiense, oscila entre 150 y 280 m (Fig.33) y se pueden diferenciar dos grandes conjuntosde rocas (García-Ramos y Gutiérrez Claverol,1995): i) conjunto inferior (Albiense-Cenomanien-se) predominantemente siliciclástico que suele re-presentar el relleno de paleovalles inundados a mo-do de estuarios, y ii) conjunto superior (Turoniensea Santoniense) que es fundamentalmente carbona-tado, aunque con importantes intercalaciones silici-clásticas. Su depósito representa un ascenso gene-ralizado del nivel del mar en medios someros.

Por lo que respecta al Cretácico superior de la pla-taforma continental ibérica, se ha descrito una dis-cordancia Aptiense-Albiense, similar a la del Ban-co de Galicia, que separa la secuencia postrift delos materiales sinrift (Le Pichon et al., 1971; Boi-llot y Malod, 1988), discordancia que no es reco-nocible en la plataforma asturiana. Los datos de lossondeos de prospección de petróleo (Lanaja, 1987),(ver Apartado 3.2) indican que el Cretácico supe-rior (calizas, margas y arcillas con niveles de are-niscas) está relativamente completo en la platafor-ma continental. En el Banco Le Danois no se handescrito materiales de esta edad, mientras que laCuenca Interna está ocupada por un flysch de tur-biditas (Boillot y Malod 1988).

Los sedimentos del Terciario en la plataforma con-tinental

En el margen armoricano los depósitos terciariosdel Paleoceno a Eoceno medio son margas pelági-cas que, junto con sedimentos más recientes, cu-bren la plataforma continental y gran parte del ta-lud con un buzamiento igual al de la pendiente.

Por lo que respecta a la zona estudiada del margennoribérico, en la plataforma asturiana las calizastransgresivas del Luteciense superior (Eoceno) sedepositan discordantemente sobre el Mesozoico de-formado, mientras que en la plataforma marginalasturiana y el Banco Le Danois la serie terciaria

discordante sobre el Mesozoico es de edad Oligoce-no superior-Mioceno inferior (Aquitaniense). Estaserie está formada por calizas neríticas, en ocasio-nes limosas y areniscas con cemento calcáreo queparecen indicar un ambiente deposicional de aguassomeras (Boillot et al., 1979). La plataforma internatiene un relleno posterior de fosforitas, calizas glau-coníticas y margas (Neógeno postaquitaniense) deunos 500 m que se acuñan hacia el N y el S dispo-niéndose en onlap sobre el Banco Le Danois y elborde de la plataforma asturiana respectivamente.

Durante este periodo de tiempo el régimen de es-fuerzos dominante era compresivo. La estructuratectónica más importante se formó al pie del taludy se explicará en el apartado siguiente dedicado ala llanura abisal. La deformación en este periodofue polifásica y se han descrito distintas fases dedeformación en la plataforma y el talud. La mayo-ría de las estructuras se interpretan como contem-poráneas con la subducción de corteza al pie del ta-lud, aunque es posible que haya episodios tectóni-cos posteriores durante el Oligoceno (Boillot yMalod, 1988). A la compresión, que produjo plie-gues, erosión y levantamiento durante el Cretácicoterminal y Eoceno (Boillot et al., 1973a) le siguióla formación de estructuras distensivas en forma dehorstsy grabens(Montadert et al., 1974; Boillot etal., 1979) al final del Oligoceno, tras la transgre-sión del Paleógeno. La historia terciaria culminócon la formación de fallas de rumbo de direcciónNE y NO. La compresión terciaria también fue laresponsable de la formación de fallas inversas (Fig.32) descritas en el talud (Capdevila et al., 1980) ydiversos autores han reconocido o postulado fallasinversas o quizás de desgarre cenozoicas en la pla-taforma y sobre todo en el talud. Para Álvarez-Ma-rrón et al. (1997a) la deformación en la plataformafue contemporánea con la subducción (Eoceno me-dio-Mioceno inferior) y prosiguió a menor escalahasta nuestros días.

Los sedimentos del Terciario en la llanura abisal

Los experimentos de geofísica y sondeos realiza-dos en la llanura abisal del Golfo de Vizcaya ponenen evidencia que el basamento en su parte centrales de naturaleza oceánica (Figs. 35 y 36). En losexperimentos de sísmica de reflexión, el basamen-to presenta un aspecto irregular y difractante, ca-



racterístico de un sustrato basáltico (Montadert etal., 1971a; Sibuet et al., 1971), y el análisis de lasanomalías magnéticas confirma que gran parte desu sustrato es de tipo oceánico (Verhoeff et al.,1986). La sísmica de refracción (Fig. 34) permitió

localizar la Moho entre 10 y 12 km bajo el niveldel mar en el borde septentrional de la llanura (Ba-con et al., 1969; Limond et al., 1974; Roberts yMontadert, 1980) y a 18 km en el borde meridional(Fernández Viejo, 1997). En el extremo norte de la


M0

3433

34

25

Oviedo BilbaoLa Coruña

movimiento de la placaIbérica respecto deEurasia estable

PLACA IBÉRICA100 km

PLACA EURASIÁTICA

A1A2B1

B2

C

1000

2000

3000

8° 4° 0°

43°

45°

47°

118

119

2000

4000

PlataformaPlataformaPlataformaLas LandasLas LandasLas Landas

Cañón de Capbreton



Cañón de Cap FerretCañón de Cap FerretCañón de Cap Ferret

Figura 35. Lineaciones magnéticas del Atlántico y Golfo de Vizcaya desde la anomalía M0 (Aptiense inferior) hasta la 33 (80 Ma - Campanien-se). Los círculos indican la posición de los sondeos DSDP y su número. Según Sibuet et al. (1980). Esquema estructural del Golfo de Vizcaya.A2, Corteza continental normal; A2, Corteza continental adelgazada; B1, Corteza oceánica; B2, Prisma de acreción; C, Corteza continental engrosa-da. La flecha muestra la dirección de movimiento de Iberia durante el Terciario con respecto a una Europa estable (Según Derégnaucourt y Boi-llot, 1982).


llanura existe una corteza de transición entre lascortezas oceánica y continental, cuyo límite sep-tentrional se encuentra al pie del talud (Derégnau-court y Boillot, 1982). Los mapas de anomalíasmagnéticas del extremo sur (Sibuet et al., 1980)muestran que en la base del margen noribérico seencuentra corteza oceánica aproximadamente hasta4,5°O y desde ese punto hacia el este la corteza esde transición (Fig. 35b).La estratigrafía de los sedimentos que cubren losfondos oceánicos se conoce por los perfiles de sís-mica de reflexión que muestran una superposiciónregular de unidades cuya edad es conocida por co-rrelación con los sondeos que alcanzaron el basa-mento oceánico. Los primeros sedimentos que cu-bren la corteza oceánica son de edad Aptiense su-perior a Cenomaniense basal; así se ha establecidoque la acreción de corteza oceánica tuvo lugar en-tre el Aptiense superior (110 Ma) y el Cretácicoterminal (65 Ma), tal como se deduce de las ano-malías magnéticas (ver Apartado 2.2 y Fig. 35a).Los sondeos profundos 118 y 119 del DSDP (DeepSea Drilling Project, Leg 12) (Laughton y Berg-gren, 1971; Laughton et al., 1972) realizados en laparte occidental del golfo (Fig. 36), permitierondatar los sedimentos cenozoicos y sirven de re-ferencia temporal para las líneas de sísmica de lallanura abisal. Los materiales cenozoicos reposansobre basaltos y tienen una potencia de 761 m en elsondeo 118, mientras que en el 119 se atravesaron711 m hasta que el sondeo concluyó en niveles delPaleoceno superior. La serie sedimentaria estácompuesta por sedimentos pelágicos (arcillas rojaseocenas) y turbiditas más o menos arenosas deedad Paleoceno a Pleistoceno. Destaca la presenciade un hiato sedimentario entre el Eoceno medio yel Mioceno inferior en el sondeo 118, y entre elEoceno medio y el Mioceno inferior en el sondeo119. Basándose en los datos de ambos sondeos ylas dos líneas sísmicas que los atraviesan, Sibuet etal. (1971) definieron cuatro formaciones sedimen-tarias (ver Fig. 36a):

– Formación A: Eminentemente, turbidítica deedad Mioceno superior a reciente, cuya basese localiza en un fuerte reflector.

– Formación B: Nivel concordante y similar alanterior, cuyo límite inferior es la base delMioceno basal (21 Ma). Como se ve en la Fi-

gura 36a, hacia el E se apoya directamente enun relieve sobre el que más al E reposa direc-tamente la Formación A.

– Formación C: Compuesta de turbiditas que re-posan discordantemente sobre la formaciónD. La ausencia de discordancia con B sugiereuna continuidad en la sedimentación. La basecorresponde al Oligoceno basal (36 Ma), porcomparación con el sondeo 119, ya que seacuña al E y no es cortada por el sondeo.

– Formación D: Tiene unas características dife-rentes al resto de formaciones que sugierenque ha estado afectada por movimientos, posi-blemente verticales, del basamento. Su con-tacto con el basamento es discordante y lascapas parecen cubrir paleorrelieves del mis-mo. Se le atribuye una edad Eoceno inferioraunque en su base podría haber niveles delCretácico medio.

En los límites septentrional y meridional de la lla-nura abisal se desarrollaron dos cuencas margina-les al pie de los respectivos taludes con caracterís-ticas bien diferenciadas: la cuenca norte y la fosamarginal noribérica.

La cuenca norte no muestra evidencias de habersufrido deformación cenozoica. Su estructura es si-milar a la de la plataforma y consiste en una seriede fosas, horstsy bloques fallados y rotados ente-rrados bajo delgadas sucesiones de sedimentos delCretácico inferior al Cuaternario escasamente fa-llados (Fig. 34). La transición de la corteza conti-nental, de 30 km de espesor, a la oceánica, de 6 kmde espesor es gradual a lo largo del suave talud. Se-gún Bott (1992) el contacto con la corteza oceánicase localiza al pie del mismo, donde la corteza con-tinental está fuertemente adelgazada y tiene un es-pesor equiparable al de la oceánica.

La fosa marginal noribérica, por el contrario, esuna fosa de subsidencia muy asimétrica debido a laprofundización hacia el sur del basamento de laparte central del golfo, cuyo techo llega a situarse aunos 10 km de profundidad bajo un escarpado ta-lud (Fig. 37a y b). Fue interpretada por Sibuet yLePichon (1971) y diversos autores posteriores co-mo una fosa oceánica fósil rellenada por 4-5 km desedimentos cenozoicos aunque en su base podríahaber niveles del Cretácico más joven. Los sedi-



mentos del intervalo Paleoceno superior-Eocenoaumentan su espesor hacia el S, mientras que lossedimentos anteriores y posteriores lo mantienenconstante (Grimaud et al., 1982). Al pie del taludlos niveles del Eoceno y anteriores están deforma-dos y dieron pie a varias interpretaciones sobre elorigen de su deformación. Sibuet et al. (1971) laatribuyeron inicialmente a la intrusión de diapirossalinos, mientras que Montadert et al. (1971a) pro-pusieron la existencia de fallas inversas vergentes

al norte conjugadas de una falla normal inclinadaal N cuyo plano de falla coincidiría con la pendien-te del talud continental. Posteriormente, se propusoque el origen de la fosa y la deformación de los se-dimentos que la rellenan, estaba ligado a la sub-ducción de corteza oceánica hacia el sur, bajo el ta-lud noribérico, que por lo tanto constituía el límiteseptentrional de la Placa Ibérica. Según diversosautores (Derégnaucourt y Boillot, 1982; Grimaudet al., 1982) los sedimentos deformados al pie del


DSDP 118

100

200

300

400

500

600

700

761

2

5

14

15.5

49

53

PLE

ISTO

CE

NO

PLI

OC

EN

OM

IOC

EN

O

PALEOCENO

EOCENO Inf

Med

Inf

Med

SueloOceánico

Arcillas rojaspelágicas

Turbiditasarenosas

Sup Turbiditasfinas

Turbiditasarenosas

LitologíaM.ametros

SONDEO DSDP 118

A

B

D

Fm Litologíametros

PLEISTOC

PLIOCENO

MIO

CE

NO

OLIGOCENO

Inf

Med

Sup

InfMedEOCE

PALE

OC

EN

O

Inf

Sup

Sedimentospelágicos

con nivelesde turbiditas

100

200

300

400

500

600

711?

Arcillasrojas

pelágicas

Turbiditasarenosas

SONDEO DSDP 119

A

B

D

Fm

C

6 s

7

8

9

1010

b

aaa

Figura 36. a) Perfil sísmico a través del sondeo DSDP 118 con el Terciario interpretado (Según Sibuet et al., 1971). b) Columna estratigráfica delos sondeos DSDP 118 y 119 (Según Laughton et al., 1971 en Álvarez-Marrón et al., 1997a).



Figura 37. Perfiles de sísmica de reflexión de la transición entre el talud continental y la llanura abisal del margen noribérico (situación Fig. 27).Modificados de: a y b, Montadert et al. (1974); c, Montadert et al. (1971a); d y e, Derégnaucourt y Boillot (1982).

2 3 4 5 6

7

8

9

10

S

N20

km

Mon

taña

de

Can

tabr

ia

Son

deo

DS

DP

119

10

9

8

7

6

54321S

N

Dom

o de

Gas

coña

2 543

10 k

m

Eoc

. sup

. Olig

.

Mio

ceno

Tria

s Li

as

Jur.?

S

N

Cañ

ónC

apbr

eton

Pla

tafo

rma

mar

gina

l Las

Lan

das

6 987 10

5 km

BA

SA

ME

NT

O

SN

6

5

43

7

8

21

N10

km

Cue

nca

inte

rna

Ban

co L

e D

anoi

s

Mon

te 3

270

SP

lata

form

aas

turia

na

9

a

b

c

ed

ZO

NA

TE

CTO

NIZ

AD

A ZO

NA

TE

CTO

NIZ

AD

A

ZO

NA

TE

CTO

NIZ

AD

A

ZO

NA

TE

CTO

NIZ

AD

A

ZO

NA

TE

CTO

NIZ

AD

A



-100-100-100

-50-50-50

-100-100-100

-150-150-150-1

00-1

00-1

00

100 km

Banco LeDanois

MargenA rm

or i c ano

Margen Noribérico

10° 8° 6° 4° 2°

43°

44°

45°

Plataforma de LasLandas

OviedoOviedoOviedoBilbaoBilbaoBilbaoLa CoruñaLa CoruñaLa Coruña

Figura 38. Anomalías gravimétricas negativas sobre la fosa marginal a lo largo del margen noribérico (según Lalaut et al., 1981; en Boillot yMalod, 1988).

talud formaban una estructura en escamas interpre-tada como un prisma de acreción tectónica asocia-do a la zona de subducción entre el Banco de Gali-cia en el oeste y la entrada de la Depresión de CapFerret en el este (Fig. 37d). Álvarez-Marrón et al.(1997a) atribuyen una edad entre el Eoceno y elMioceno a la subducción, por correlación entre losmateriales involucrados en la deformación y losdatados en el sondeo DSDP 118. Las anomalíasgravimétricas negativas localizadas en la fosa sedi-mentaria al pie el talud continental, con valores pordebajo de -150 miligales, y la disposición asimétri-ca de las anomalías magnéticas en los fondos oceá-nicos del golfo, las cuales se encuentran más cercadel margen ibérico que del armoricano (Figs. 36 y38), también fueron invocadas como otro argumen-to en favor de la subducción de corteza oceánicabajo el talud (Sibuet y Le Pichon, 1971; Boillot etal., 1979; Lalaut et al., 1981; Grimaud et al., 1982;Sibuet y Collette, 1993). En este trabajo se presen-tará una nueva interpretación, a la luz de los nue-vos datos sísmicos que se irán presentando.

Varios autores han puesto en evidencia que la zonade deformación al pie del talud continental en elmargen cantábrico conforma la prolongación haciael oeste de la Zona Norpirenaica, relacionando asíel episodio compresivo responsable del levanta-miento de la cadena pirenaica y la deformación delmargen noribérico (Sibuet y Le Pichon, 1971; LePichon y Sibuet., 1971; Boillot et al., 1971; Monta-

dert et al., 1971a y b; Boillot y Capdevila, 1977;Boillot y Malod, 1988). Boillot et al. (1973b) pro-ponen que al pie del talud los sedimentos se defor-man por un gran cabalgamiento que se relacionacon el frente Norpirenaico por una serie de fallastransformantes situadas al E del Banco Le Danois.Para Montadert et al. (1974) y Derégnaucourt yBoillot (1982) el cabalgamiento del pie del talud sedivide en dos ramas al E del Banco Le Danois coin-cidiendo con la fosa sedimentaria y las anomalíasgravimétricas descritas (Figs. 36 y 38). La rama Ncontinúa hasta el límite septentrional de la platafor-ma de las Landas como se ve en el perfil sísmico dela Figura 37d, mientras que la rama S sigue el ejedel Cañón de Capbreton (Fig. 37e) enlazando a lolargo de la costa Cántabro-Vasca con el Cabalga-miento Frontal Norpirenaico. Para explicar el des-doblamiento proponen la existencia de dos fallastransformantes: una entre el límite oriental del Ban-co Le Danois y el sinclinal de Bilbao, en tierra, yotra desde el final de la Depresión de Cap Ferrethasta la línea de costa vasca. La zona entre los doscabalgamientos y las fallas transformantes está ocu-pada por la plataforma de las Landas que no ha su-frido deformación, como se ve en la Figura 37e. Pa-ra Capdevila et al. (1974) las características comu-nes de las rocas premesozoicas descritas en el mar-gen noribérico y algunas del Cretácico de Guipúz-coa y del N de los Pirineos constituyen otra pruebade la relación entre esta cadena y el margen.



Los sedimentos del Terciario en la Cordillera Can-tábrica

Los afloramientos más importantes de Terciarioen la Cordillera Cantábrica se encuentran en la se-rie de Colombres, al este de Llanes, y la Cuencade Oviedo. En esta últ ima, el tránsitoCretácico-Terciario coincide en muchas zonas conun paleorrelieve acompañado de carstificación delas calizas cretácicas (Julivert y Truyols, 1969) ysupone un brusco cambio paleogeográfico con elpaso del ambiente de sedimentación marino a te-rrestre. Esta cuenca (Fig. 29) se desarrolla por de-lante de un cabalgamiento resultante de la inver-sión tectónica de una falla normal relacionada conel rift de edad Jurásico superior-Cretácico infe-rior. Simultáneamente se produce la reactivacióntardía de cabalgamientos hercínicos de direcciónNE-SO: del Naranco, Carbayín, Infiesto, etc.(Alonso et al., 1996). La serie preservada es con-tinental, tiene un máximo de 400 m de potencia yla base de la serie es de edad Eoceno medio-supe-rior (González Regueral y Gómez de Llarena,1926; Truyols y García Ramos, 1991). En el bor-de septentrional el relleno es de pequeños abani-cos aluviales conglomeráticos de clastos calcáre-os cretácicos, y en menor proporción, silíceos pa-leozoicos, que desarrollan discordancias progresi-vas (Alonso et al., 1996). Los abanicos procedende la erosión de las rocas mesozoicas y paleozoi-cas del bloque cabalgante de la falla de Llanera.Hacia zonas más distales los depósitos son ma-yoritariamente lacustres y predominan las calizasy margas blanquecinas con algunos horizontesarenosos (Fig. 33). El Terciario de la serie de Co-lombres es marino y tiene una potencia de 500 m.Lo constituyen calizas ricas en fósiles y hacia te-cho calizas arenosas y margas de edades entre Pa-leoceno y Eoceno superior, depositadas sobre elCretácico (Julivert et al., 1981). Los primeros de-pósitos sinorogénicos, descritos en el borde occi-dental de la Cuenca Vasco-Cantábrica, son delEoceno superior (Hines, 1985).

3.2. Interpretación de los perfiles de sísmica dereflexión convencional en la plataforma

La sísmica de reflexión es el mejor método paraobtener datos sobre la estructura de las vastas ex-

tensiones de tierra cubiertas por el mar. Como yase ha mencionado, la plataforma continental astu-riana ha sido objeto de exploración mediante estemétodo, con fines científicos y para la prospecciónde hidrocarburos, en las décadas de los años 70 y80, especialmente al este del Cabo Peñas.

En este apartado se aborda la descripción de algu-nos de los perfiles de sísmica de reflexión quepermiten estudiar las estructuras desarrolladas enla serie sedimentaria meso-terciaria depositada enla costa asturiana entre Ribadesella y el Banco LeDanois (Fig. 39). El número de perfiles disponi-bles superaba los 130, por lo que se seleccionaron25 en un entorno de unos 20 km a ambos ladosdel perfil profundo ESCIN-4, para su estudio de-tallado. Los perfiles pertenecen a las campañasMar Cantábrico H (1976), Mar Cantábrico 80(1980) y Mar Cantábrico C (1987). 14 perfilestienen una orientación N-S a NNE-SSO, perpen-diculares a las estructuras geológicas del margen,9 están orientados en dirección E-O a ONO-ESEformando una malla con las anteriores y los 2 res-tantes tienen dirección NO-SE y NE-SO oblicuosa los demás. Además de las líneas interpretadas,se consultaron gran parte del resto de las líneas dela zona, con el fin de prolongar lateralmente lasestructuras interpretadas.

La interpretación de los perfiles se apoyó en lastestificaciones de los sondeos disponibles en la zo-na, por lo que se dedicará un apartado especial a ladescripción y correlación de los sondeos más re-presentativos de la zona y áreas adyacentes.

Los resultados obtenidos fueron 6 cortes geológi-cos, realizados por conversión a profundidad de 6de los perfiles, que se integraron en un corte geoló-gico paralelo a ESCIN-4 (ver Fig. 48 más adelante)donde se ha conseguido un mayor detalle en la par-te correspondiente a la serie sedimentaria. Tambiénse construyó un mapa geológico de los fondos dela zona estudiada hasta el Banco Le Danois, quecubre un área de aproximadamente 3100 km2, don-de se han señalado la traza de las principales es-tructuras interpretadas en los perfiles (ver Fig. 43más adelante).

Los sondeos

La existencia de roca madre de petróleo en la se-rie mesozoica era conocida por indicios como la



-1000

-100

-1000

-4000

-2000

-3000

-200

C80-63C80-63C80-63

C80-54

C80-49C80-49C80-49

CH

-43

CH-34

CH-34

CH-34

CH-6

C80

-33

C80

-36

CH

-7

CH

-22

CH

-10

CH

-19

CH-29

C80

-34

CC

-05

CC

-06

CC

-08 CC-02

CC-04

CH-2

C80

-31

C80-51

C80-58C80-58C80-58

C80-60C80-60C80-60

C80

-23

C80

-23

C80

-23

C80

-27

C80

-27

C80

-27

1

200

400

660

400

200

1

500

200

1

2640

2300

2100

1900

1709

84060

040020

01

620

500

1

200400

200

1

400

500

140

100

128

100

5050

11

50

11

50

100100

138

120

840

600

400

200

1

300

100

1

313

200

100

1

360

1 1

100

200 200

300

400400

500

600 600

700

800840

929

1 200

400

600

800

1000

1200

1400

1500

100

1 400

600

800

891

934

800

600

400

200

1

200

150

100

50 1

100 50

1

1

50

90

1

100

300

500

700

800

932

500

300

100 1

700

900

1100

1300

1500

1600

600

400

200 1

800

895

1001

400

600

800

900

200

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

1500

1600

1700

1800

1900

20002030

100

800

1400

2000

2600

3200

3800

4400

5000

5600

6200

6800

7400

8000

8600

9200

9800

10400

11000

1160011770

200

B1-B2

B3

B4

C1C2C2C2

C3

C4C4C4C5

D1

E1

K1

L1

M1

H1XH1XH1XH2X

AsturiasD2

43˚ 40'

44˚ 00'

44˚ 20'

44˚ 40'

0 20 40 km

Banco del Danés

Villaviciosa

RibadesellaLlanes

ESCIN-4

cdp P.T.

-5˚ 20' -5˚ 00' -4˚ 40'

C80-49C80-49C80-49

100

C2C2C2

Perfil sísmicode reflexión

Sondeo

Figura 39.Mapa de situación de los perfiles de sísmica de reflexión marinos interpretados y de los sondeos disponibles en la zona.


existencia de conchas de braquiópodos rellenas depetróleo en las rocas jurásicas de las acantiladosasturianos y por la existencia de indicios de hidro-carburos en otras zonas de la cuenca Vasco-Can-tábrica. Por ello diversas compañías petroleras re-alizaron un total de 20 sondeos (Lanaja, 1987;Gutiérrez Claverol y Luque Cabal, 1993), entrelos años 1975 y 1985, en la plataforma continen-tal frente a la costa asturiana (Fig. 39), con el finde evaluar el potencial de la zona para la extrac-ción de gas y petróleo. Cinco de estos sondeosdieron resultados negativos y el resto atravesaronbolsas de hidrocarburos de importancia variable.Por ejemplo, el sondeo MC C-2 registró indiciosde gas en niveles terciarios y aptienses y atravesóniveles santonienses y barremienses con petróleo.Sin embargo, los niveles de gas y petróleo encon-trados siempre estuvieron por debajo de los lími-tes de rentabilidad, y ninguno de los sondeos pasóa la fase de producción, por lo que la exploraciónpetrolífera está abandonada desde finales de losaños 80.

La longitud de los sondeos oscila entre unos cien-tos y más de 5000 m (Asturias D-2) y el nivel deparada es variable. La mayoría fueron abando-nados en niveles del Cretácico inferior, aunque MCD-1 llegó a alcanzar niveles permotriásicos y MC

K-1 se detuvo tras atravesar 150 m de calizas car-boníferas.

Descripción y correlación Dos son los sondeosprincipales utilizados en este estudio, que se des-cribirán a continuación, el Mar Cantábrico C-2 si-tuado en la intersección de los perfiles MCC-6 yMCH-29 y el Mar Cantábrico H-1X situado dos ki-lómetros al este del perfil MCH-22. Estos dos son-deos han permitido datar las reflexiones de los cita-dos perfiles, que posteriormente se ha correlacio-nado al resto de líneas estudiadas. En la Tabla I yFigura 40 se han resumido las características y co-lumnas litológicas de los cinco sondeos más intere-santes, cuya correlación muestra la variación late-ral de la cuenca sedimentaria meso-terciaria.

El sondeo MC C-2 se emplazó en la plataformacontinental asturiana en una zona con 146,6 m delámina de agua. De los cinco sondeos selecciona-dos, es el que atraviesa la serie terciaria más com-pleta (774 m), dividida en 452 m de arcillas limo-sas y margas con calizas del Oligoceno-Miocenoinferior, discordantes sobre 322 m de margas ymargocalizas del Paleoceno superior-Eoceno, to-das ellas de ambiente marino profundo. La discor-dancia Terciario-Cretácico se atravesó a 997 m yel techo del Cretácico fue datado como Maas-trichtiense. La potencia del Cretácico superior es


ASTURIASD-2

-5° 31’ 50,61”43° 51’ 12,39”

ASD-81-20230

25,5

175

5078

Kimmeridgiense

1984-85

Eniepsa

MC H-1X

-5° 03’ 40,17”43° 49’ 55,47”

MCH-895

12,2

579,8

4646

Cretácico inf.(Valanginiense)

1980

Phillips PetroleumRIFT SpainGetty OilEniepsa

MC C-2

-5° 08’ 21,7”43° 41’ 15,0”

MCC-6530

24,6

146,6

4382,5

¿Cretácico inf.Jurásico sup.?

1975-76

Shell/Campsa

MC K-1

-4° 58’ 31,03”43° 32’ 04,79”

7704495A1393

26,6

96,5

3339

Paleozoico

1978

Shell España

MC D-1

-4° 42’ 45,03”43° 36’ 54,74”

76165112115

25,07

170

3100

Permotrías

1983

Shell EspañaCampsaEniepsa

Coordenadas

Línea sísmicaPunto de tiro

Altura mesa (m)

Lámina agua (m)

Profund. parada (m)

Nivel parada

Año

Empresas

Tabla I. Características de algunos de los sondeos para la exploración de petróleo en la plataforma continental asturiana en la zona del estudio.(Ver Fig. 39 para localización).



0 metros

500

1000

Anhidrita,dolomía y salcon niveles de

arcillita

MC C-2

AGUA

170223

577

675

1770

2750

3490

4243

MIO

CE

NO

inf

Arcillaslocalmente

limosas

OLI

GPA

LEO

CE

NO

- E

OC

EN

O

Margas concalizas

Margas ymargocalizas

Margas y arcillascalcáreas con

nivelesdecamétricos de

calizas yareniscas

AP

TIE

NS

E -

ALB

IEN

SE

Arcillas limosascon intercalaciones

de calizas quedesaparecen amuro, donde

predominan lasarcillas conareniscas y

arcillitas pizarrosas

BA

RR

EM

IEN

SE

Areniscas degrano fino con

cemento calcáreo

Areniscaspolimícticas conintercalaciones decalizas y arcillitas.

Restos deplantas, lignito y

carbón.

Arcillas pizarrosascarbonatas

Areniscascementadas

Jur? Arcillas pizarrosas

y bancos deareniscas

CR

ET

ÁC

ICO

sup

erio

r

MC K-1AGUA

123

1480

3339

BA

RR

EM

IEN

SE

- A

PT

IEN

SE

JUR

ÁS

ICO

sup

erio

r-

CR

ET

ÁC

ICO

inf.

Areniscas degrano fino con

cemento calcáreoe intercalaciones

de limolitas yarcillitas

Calizas conintercalaciones deareniscas, limolitas

y arcillitas

Arcillitas limosasy areniscas finas

Arcillitas conevaporitas

Arcillitas grisesalgo calcáreascon limolitas,areniscas y

calizasintercaladas

JUR

ÁS

ICO

med

-inf

Arcillitas rojaslimosas con

intercalaciones delimolita y arenisca.

Calizas y margas

Dolomías conanhidrita e

intercalacionesde arcillitas

TR

IÁS

ICO Arcillitas rojas y

anhidrita conintercalaciones deareniscas, limolitas

y calizas.

CA

RB

ON

ÍF.

Caliza blancamasiva yareniscas

ASTURIAS D-2

200

5078

480

800

973

1350

2261

3600

3900

4322

4700

AGUA

Evaporitasextrusivassin datar

?

PALE

O.

- E

OC

E.

Margas conlimolitas yareniscas

CR

ET

ÁC

. sup

.

Margaslimolíticas,

intercalacionesde calizas yareniscas

AP

TIE

NS

E -

ALB

IEN

SE

Limolitas,margas y

areniscas concemento

calcáreo. Nivelesde calizas

Arcillascalcáreas a

margasalternando con

areniscas ylimolitas

BA

RR

EM

IEN

SE

CR

ET

ÁC

. inf

.

Margas ymargocalizas conintercalaciones dearcilla y limolita

JUR

ÁS

ICO

sup

.

Calizas gris ybeige

ocasionalmentelimolíticas

Evaporitasextrusivas no

datadas

JUR

ÁS

ICO

sup

.(K

IME

RID

G.) Arcillas calcáreas

y limolitasalternantes.Trazas de

areniscas ycalizas

?

MC D-1

195

AGUA

520551

880

1478

2401

3100

EOC Margas limolíticas

CR

ET

ÁC

. sup

.

Margas limolíticasy arcillitas,

localmente nivelesde arena y caliza

AP

T-A

LB Areniscas ymargas

CR

ET

ÁC

ICO

inf.

Arcillitaslimolíticas

JUR

ÁS

ICO

Calizas, calizasarcillosas y

margas

Limolitas ypizarras

?

2425 26 25

997

??

?

3600

3820

Arcillas conbancos de calizas

3990

Areniscas conintercalaciones de

arcillas

CR

ET

ÁC

ICO

infe

rior

3000

1075

CR

ET.

inf

Trán

sito

JU

R-C

RE

T

2446

2020

2855

3103

BA

RR

.

1245

1053

SIN DATOS

SIN DATOSSIN DATOSSIN DATOS

?

AGUA

MC H-1X

592

1066

2505

CR

ET

ÁC

ICO

sup

Calizas blancaslocalmentearenosas

gradando amargas

AP

TIE

NS

E -

ALB

IEN

SE

Arcillas calcáreasy margas con

intercalaciones dede areniscas.

Margas quegradan a arcillas

con intercalacionesde calizas y

algunas areniscas

BA

RR

EM

IEN

SE

Margas gradandoa arcillas calcáreas

y lutitas conintercalaciones de

calizas yareniscas. Haciamuro predominan

las arcillascalcáreas a

margas y nivelesde caliza y

arenisca blanca

Margas gradandoa arcillas y lutitascon intercalacionesde calizas y niveles

de areniscas.Hacia muro

predominan lasarcillas calcáreas

con niveles deareniscas y calizas

VA

LAN

GIN

IEN

SE

- H

AU

TE

RIV

IEN

SE

12

1500

3500

??

?4658

SIN DATOS

?

4382

452

LlanesRibadesella

Villaviciosa

-100

-2000

-1000

E1

L1

M1

D1

K1

C5

C4C3

C1

B3B1-B2

H2X

H1X

B4

C2

20 km

-200

Asturias-D2

Figura 40. Correlación, descripción litológica y edad de los materiales atravesados por algunos de los sondeos emplazados en la plataforma con-tinental y la plataforma marginal asturiana. Las profundidades están medidas desde la mesa de rotación que equivale a la altura 0 metros.



también la mayor descrita, cortándose 773 m(1770 m de profundidad) de margas y arcillas cal-cáreas con niveles de calizas y areniscas de am-biente profundo. La serie del Cretácico inferiorindica condiciones de depósito más someras. Co-mienza con 980 m de materiales aptienses-albien-ses compuestos por arcillas limosas con intercala-ciones de calizas a techo y areniscas a muro. Elresto del Cretácico inferior (1493 m) es predomi-nantemente siliciclástico dominando las areniscasy arcillas intercaladas con algunos bancos de cali-za y esporádicos restos de plantas y carbón aun-que los últimos niveles de la base (4243 m) podrí-an ser del Jurásico superior. Los últimos materia-les atravesados fueron 139 m de arcillas pizarro-sas con anhidrita de edad incierta, aunque proba-blemente Jurásico superior, hasta que se abando-nó el pozo a 4382 m.

El sondeo MC H-1X se perforó en la plataformamarginal asturiana, unos 17 km al NNE del sondeoanterior, donde la lámina de agua (580 m) es ma-yor. No existe registro de los primeros 474 m delsondeo en los que se atravesó el Terciario y proba-blemente la parte alta del Cretácico superior. Éstetiene una potencia de 434 m, estando su base situa-da a 1500 m. Su litología es similar a la del sondeoanterior: calizas margosas gradando a margas conniveles de areniscas. El sondeo se detuvo a los4658 m de profundidad, tras atravesar 3158 m deCretácico inferior, sin llegar a alcanzar su base.Los niveles aptienses-albienses tienen una potencia(1005 m) y litología muy similares a los del sondeoanterior: margas y arcillas con intercalaciones decalizas y areniscas; mientras que el resto del Cretá-cico inferior (2153 m) es más calcáreo. Lo consti-tuyen margas y arcillas con niveles de caliza y are-nisca blanca.

Como síntesis de los datos de los cinco sondeospresentados y del resto de sondeos disponibles, sededuce que el Terciario más antiguo sondeado(datado como Paleoceno superior-Eoceno en So-ler et al., 1981, y en los informes de los sondeos)yace discordantemente sobre el Cretácico superiorde edad Maastrichtiense. Este tramo Terciario essimilar en todos los sondeos y está compuesto pormargas y margas limolíticas esencialmente. Comose verá más adelante, los materiales de esta edadson los primeros que muestran evidencias de ha-

ber sufrido deformación durante el Terciario. Porello, ante la falta de datos sobre el modo de data-ción de este conjunto de rocas, a lo largo de estetrabajo se le atribuye una edad Eoceno superior,por ser esta la edad de los depósitos sintectónicosmás jóvenes del Terciario, tanto en la cercanacuenca de Oviedo-Cangas de Onís, como en elextremo occidental de la Cuenca Vasco-Cantábri-ca (Hines, 1985). Por encima se encuentra el Oli-goceno-Mioceno inferior en discordancia, aunquesólo se atraviesa en los sondeos Mar CantábricoC. El Cretácico superior también es bastante ho-mogéneo litológicamente. Está formado por mar-gas más o menos limolíticas con intercalacionesde calizas y areniscas. Su espesor varía entre lossondeos, siendo el máximo de 773 m en el sondeoMC C-2 donde se atraviesa la serie más completa.Los materiales aptienses-albienses tienen poten-cias (911 a 1005 m) y composiciones similares enlos tres primeros sondeos situados más al oeste.En éstos predominan las arcillas y margas con in-tercalaciones ocasionales de areniscas y calizas,mientras que en los dos restantes las areniscas sonlas rocas más importantes y el espesor de la seriellega a reducirse a 173 m en el sondeo más orien-tal MC D-1. Los datos de los sondeos indican quelas rocas que componen el tramo Cretácico supe-rior a Mioceno son turbiditas y rocas pelágicas deborde de plataforma o aguas profundas, de lo quese deduce que la parte más externa de la platafor-ma continental actual, la plataforma marginal y elBanco Le Danois formaban parte del talud dentrodel margen pasivo Cretácico. El límite con la pla-taforma se encontraría cerca del límite de costaactual donde las rocas de esta edad muestreadasen el sondeo más cercano a la costa (MC K-1) sonde carácter somero.

Frente a la relativa homogeneidad del Cretácicosuperior, e incluso del intervalo Aptiense-Albiense,el resto del Cretácico inferior muestra mayores va-riaciones tanto litológicas como de potencia. Mien-tras la litología generalizada es de arcillas y margascon intercalaciones de calizas y areniscas, en elsondeo MC C-2 predominan las areniscas con in-tercalaciones de calizas y arcillas. Respecto a laspotencias, el Barremiense varía en diferentes son-deos entre 1339 y 170 m y el resto del Cretácicoinferior entre 2153 m en el sondeo MC H-1X, don-


de no se llegó a alcanzar su base, y 300 m en elMC D-1. La comparación de los espesores del Cre-tácico inferior en los tres sondeos centrales es es-pecialmente interesante ya que refleja las variacio-nes de potencia de la cuenca en una sección N-Sparalela a ESCIN-4. En el sondeo más alejado dela costa (MC H-1X) la potencia perforada del Cre-tácico inferior es de 3150 m, aunque no se alcanzósu base y puede faltar el Berriasiense y la parte ba-ja del Valanginiense, por lo que ésta es una poten-cia mínima. En el sondeo MC C-2, situado unos 16km al sur, la potencia de la serie disminuye a 2473m. Por último, la potencia reconocida como Cretá-cico inferior en el sondeo más cercano a la costa(MC K-1) es de 1048 m a los que habría que sumarel espesor del techo del Aptiense y el Albiense quepudiera haber en la zona superior, sin datos, y partede la serie infrayacente donde no se ha situado conprecisión el contacto con el Jurásico. Con todo ellola serie podría llegar a tener aproximadamente1500 m de potencia; en cualquier caso inferior a lade los dos sondeos precedentes.

Los datos del Jurásico y Triásico son muy escasosy por lo tanto menos representativos. Sólo el son-deo MC K-1 llegó a atravesarlos completamente yse midió una potencia aproximada de 1400 m, yaque no se estableció con exactitud el límite Jurási-co-Cretácico. Las series atravesadas también sondiferentes, aunque dominan las arcillas y limolitasjunto con calizas, margas y niveles de areniscas.En el Triásico destaca la presencia de anhidrita quetambién se registró en el sondeo MC D-1, en laforma de un potente banco de 699 m de espesorpor debajo del Jurásico. En el sondeo Asturias D-2las evaporitas son extrusivas y aparecen como dosniveles de 378 y 320 m de potencia, intruidas den-tro de la serie jurásica y terciaria, cerca de la super-ficie, respectivamente.

Por lo tanto, la correlación de los sondeos muestraque la sedimentación cretácica inferior, hasta elBarremiense, se produce en una cuenca comparti-mentada en subcuencas de tamaño variable, sepa-radas por fallas sinsedimentarias, lo que explicaríalas grandes variaciones de espesor de series sedi-mentarias contemporáneas en cortas distancias. Porel contrario, durante el Cretácico superior, aproxi-madamente desde el final del Aptiense, la cuencaparece evolucionar bajo un régimen de subsidencia

generalizada y relativa quietud que se traduce enuna homogeneidad de las potencias y facies. Desdeel Cretácico inferior hasta al menos el Eoceno, laactual plataforma formaría parte del talud conti-nental del margen Cretácico. Finalmente, la corre-lación con la columna estratigráfica del Mesozoicodel Banco Le Danois (Fig. 32), muestra que la se-rie sedimentaria jurásica y cretácica inferior reducenotablemente su potencia hacia el norte, donde nosupera los 1500 m, y que el Cretácico superior de-saparece en esa dirección. La estabilidad de lacuenca finicretácica se altera en el Terciario, comoindica la presencia de discordancias, reflejo de laactividad tectónica en la cuenca de sedimentación.

Descripción de los perfiles de sísmica de reflexión

De los 25 perfiles sísmicos interpretados, se hanseleccionado 6 representativos de la zona estudia-da que posteriormente fueron convertidos a pro-fundidad. 5 de ellos se encuentran cerca de ES-CIN-4 y componen una sección N-S paralela a es-te perfil. Su interpretación ha permitido obteneruna imagen de la cobertera sedimentaria muchomás detallada que la proporcionada por dicho per-fil, ya que al estar enfocado a registrar objetivosmás profundos, las partes someras presentan me-nor resolución. El sexto perfil se sitúa unos 10 kmal este de ESCIN-4 y pone en evidencia la varia-ción lateral de la morfología de la cuenca y de lasestructuras en esa dirección.

La calidad de los perfiles estudiados, tanto los quese presentan en este apartado, como el resto de losinterpretados, es buena o muy buena. La sucesiónterciaria es en general más reflectiva y la facies sís-mica predominante es de reflectores paralelos ener-géticos, con altas frecuencias y buena continuidadlateral. El reflector que marca el límite Cretáci-co-Terciario también es en general muy continuo yenergético y se puede interpretar fiablemente a es-cala de cuenca. Con frecuencia este reflector apare-ce segmentado y muestra un trazado irregular a lavez que corta a los reflectores infrayacentes. Se hainterpretado que refleja la presencia de paleorrelie-ves erosivos en la parte alta del Cretácico superiorcomo se puede ver en la Figura 41 correspondientea un perfil con orientación E-O. Los reflectores delCretácico superior muestran frecuencias más bajasy algo menos de coherencia y continuidad lateral



que los terciarios, pero en general proporcionan unabuena imagen sísmica. Una característica común delos perfiles es la pérdida de calidad por debajo delos primeros 2 ó 3 s, que hace casi imposible la in-terpretación de la estructura de la serie sedimentariapor debajo de los niveles más altos del Cretácico in-ferior. En la Tabla II se han resumido los principa-les reflectores interpretados en los perfiles sísmicos,así como la edad de las secuencias que delimitan,definidas en base a los datos de los sondeos.

Conversión a profundidad: el modelo de velocida-desPara obtener la verdadera geometría de las es-tructuras interpretadas en los perfiles de sísmica dereflexión es imprescindible realizar la conversión

tiempo a profundidad de la escala vertical. Dichatransformación se realizó mediante el programaMIMIC+ de SIERRA GEOPHYSICS.

En este estudio se han utilizado secciones sísmicasmigradas, lo cual hace más sencilla la transforma-ción ya que los reflectores están ubicados en su po-sición real y sólo es necesario introducir en el or-denador un modelo de velocidades que permita re-alizar la transformación de tiempo a profundidad.El punto crítico del proceso, al igual que ocurrecon la modelización directa y la migración de ma-pas aplicadas al perfil profundo ESCIN-2 y a losperfiles de reflexión convencional en el Duero, esla elección de un modelo de velocidades ajustado a


Base Mioc. sup-Cuaternario

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

MC80-63

1 100 200cdp0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

5 km

T.D.(s)

O E

Fondo del marMúltiplo delfondo del mar

Techo Cretácico

Terciario

Figura 41. Paleorrelieves en el techo del Cretácico en la plataforma marginal asturiana (perfil MC80-63). Obsérvense los reflectores cretácicostruncados por los paleorrelieves y el relleno discordante de los mismos por materiales Terciarios.



la realidad. De la correcta asignación de las veloci-dades al modelo interpretado, depende obtener laposición exacta de los horizontes geológicos en lasección profundidad que han producido las refle-xiones interpretadas. Por lo tanto, el modelo de en-trada lo componen: el modelo de velocidades y lasreflexiones interpretadas en el perfil migrado conla escala vertical en tiempo; siendo el resultado fi-nal las secciones o cortes geológicos con la escalavertical en metros.

En un primer momento se construyó un modelo develocidades utilizando las velocidades de stackaplicadas a la formula de Dix (ver Apartado 5.3,más adelante). Los errores observados al contrastarlas profundidades obtenidas en las secciones geoló-gicas con los datos de los sondeos llevaron a deses-timar la utilización de dicho método. Se optó poremplear un método similar al utilizado en la Cuen-ca del Duero y calcular unas velocidades mediasobtenidas a partir de las testificaciones de los son-deos MC C-2, MC H-1X, MC D-1 y las líneas queatraviesan los dos primeros sondeos.

En el sondeo MC C-2 se calculó la velocidad delTerciario (2285 m s-1) y del intervalo entre el techodel Cretácico y un horizonte guía (K) dentro delCretácico superior (3148 m s-1) utilizando las pro-

fundidades en metros del sondeo, para cada uno delos niveles, y el tiempo medido en el perfilMCC-6. En los informes de los sondeos MC H-1Xy MC D-1 se disponía además del registro de velo-cidades, que proporciona el tiempo doble corregidoy la profundidad de diversos niveles estratigráfi-cos. Con todos estos datos se pudieron calcular lasvelocidades medias de la parte alta del Cretácicoinferior (3305 m s-1) en el primer sondeo, y del Ter-ciario (2557 m s-1) y el intervalo Cretácico-Jurásico(3693 m s-1) en el segundo.

Como paso siguiente se construyeron los modelosde velocidad (Fig. 42) de los seis perfiles seleccio-nados utilizados para la conversión tiempo-profun-didad. Las velocidades asignadas a los diferentesniveles son: 1500 m s-1 para el agua, 2000 m s-1 alos sedimentos más jóvenes de edad Mioceno su-perior-Cuaternario, 2300 m s-1 para el resto del Ter-ciario y 3200-3400 m s-1 para el Cretácico superiory parte más alta del Cretácico inferior. A los mate-riales situados por debajo se les asignaron veloci-dades con un gradiente vertical creciente desde3400 en la parte superior, hasta 4000 m s-1 en laparte más baja de la cuenca sedimentaria.

Perfil MCC-6 / MCH-29. Los dos perfiles tienenuna orientación N17°E y N-S (Figs. 39 y 43) respec-tivamente y atraviesan la plataforma continentaldesde unos 10 km al N de la costa hasta la pendienteque marca la transición a la plataforma marginal as-turiana. Ambos se cruzan en el sondeo MC C-2, porlo que pueden ser tratados como un perfil continuo(Fig. 44 y Anexo II). Su intersección se produce enla vertical de la charnela del anticlinal A4, que tieneuna dirección N98°E y una longitud mínima de 40km. A lo largo de este anticlinal se emplazaron lossondeos Mar Cantábrico B-1, B-2 y C-1 a C-5.

La testificación del sondeo MC C-2 (Tabla I y Fig.40) ha permitido datar los reflectores del Terciarioy Cretácico superior. No ha sido posible reconocerniveles anteriores, ya que en la vertical del sondeose pierde la imagen sísmica por debajo de dichosniveles. Por encima de la zona de charnela mencio-nada previamente, el sondeo atravesó una serie dearcillas limosas del Mioceno inferior y margas concalizas oligocenas, separadas por una discordanciaangular de 322 m de margas y margocalizas deedad Eoceno superior. La superficie de discordan-cia se cortó a 651 m de profundidad y en el perfil

Tabla II. Principales reflectores interpretados en los perfiles sísmicosy edad de las secuencias que limitan.

TQ

Tc2

Tc1

CS

CI

Oligoceno - Mioceno inf.

Eoceno superior

Cretácico superior

Cretácico inferior (Albiense)

Secuencia Edad Reflector

Fondodel mar

T2

T1

T12

C1

C2

C3

K

Mioceno sup.- Cuaternario

Cretácico inferior (Aptiense)



2,3

3,8

4,0

2,0

2,3

3,2

3,4

3,6

3,8

4,0

2,3

3,2

3,4

3,6

3,0

4,0

3,1

3,2

3,4

3,6

3,8

4,0

3,1

2,3

3,2

3,4

3,6

3,8

4,0

3,12,3

MC80-31D

MCH-22 / MC80-27

MCC-6 MCH-29

MCH-10

3,2

2.0

3,4

2,0

0 4 8 12 16 20 240,0

1,0

2,0

3,0

4,0

0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

0 4 8 12 16 km 0 4 8 12 16

0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

0 10 20 30 40

0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

5,0

0 10 20 30 40

kmT.D.(s)

kmT.D.(s)

T.D.(s) km

kmT.D.(s)

proyección deMC-H1X

MC-C2 MC-C2

3,4

3,4

3,2

3,2

3,4

3,6

?? ?

?

?

?

?

?

S N

S NS N

S N

Figura 42. Modelos de velocidad empleados para la conversión a profundidad de los perfiles correspondientes. Las velocidades están expresadasen km s-1.



Figura 43. Mapa geológico del fondo del mar entre la costa y el Banco Le Danois realizado en base a los sondeos y perfiles interpretados. La ge-ología de la costa procede de Aramburu y Bastida (1995).


se ha interpretado como el reflector T1 localizado a0,7 s en la vertical del sondeo (Fig. 44 y Anexo II).La deformación de los niveles por encima y pordebajo de la discordancia es diferente. Los reflec-tores superiores Tc2 (Oligoceno-Mioceno inferior)están inclinados al sur, al igual que la superficie dediscordancia T1, mientras que los reflectores infe-riores Tc1 (Eoceno superior) están plegados for-

mando un anticlinal cuyo techo está erosionado porT1 que a su vez no está afectada por el pliegue. Tc1muestra evidencias de estar parcialmente despega-do del Cretácico y deformado en el flanco sur delanticlinal (MCC-6, CDP 450). La secuencia está li-mitada inferiormente por una discordancia con elCretácico superior (Maastrichtiense), situada a0,95 s (reflector C1) y cortada en el sondeo a 973 m


???

0

0

2

4

6

0

2

4

6

4 8 12 16 km

0 4 8 12 16 km

MCH-29MCH-29MCH-29

MCC-6MCC-6MCC-6

MC-C2

MC-C2

F0

F1

F2F3

F4

A1

F4

A1

A3A2

???

???

???

???

F5

S N

Surco de Peñas

T1T1T1

C1C1C1

C2C2C2

KKK

TTT111

CCC111

CCC222

KKK

TTT121212

T12T12T12

C3C3C3

Cretácico superior

Mesozoico indiferenciadoCretácico inf. postaptiense

Basamento premesozoico

TQ - Mioc. sup-Cuaternario

Tc2 - Oligoceno-Mioceno inf.

Tc1 - Eoceno superiorT1

T2

C1

C2

T12C3

Figura 44. Secciones convertidas a profundidad de los perfiles MCC-6 y MCH-29.


de profundidad. Los materiales a ambos lados de ladiscordancia están plegados solidariamente y ladiscordancia entre ambos niveles es de muy bajoángulo o casi imperceptible bajo el sondeo. El Cre-tácico superior está constituido por margas y arci-llas calcáreas con niveles decamétricos de arenis-cas, que en conjunto forman un paquete de reflec-tores plegados, nítidos con buena continuidad late-ral. Uno de estos reflectores, el situado a 1,23 s ba-jo el sondeo es producido por una capa de arenis-cas de 13,7 m de potencia, que en el sondeo apare-ció saturada en petróleo y que por su buena conti-nuidad nos sirvió de nivel guía. En los estudios deexploración de petróleo fue denominado horizonte

K, nombre que se ha mantenido en este trabajo. Seha podido interpretar en la mayoría de los perfilesestudiados y se acuña y desaparece al N de esteperfil. La potencia total del Cretácico superior esde 773 m y su base fue cortada a 1746 m de pro-fundidad (reflector C2), correspondiente a 1,45 s enla sección sísmica. Este es uno de los últimos nive-les reconocibles en el perfil bajo el sondeo, y el re-flector C2 (límite entre el Cretácico superior e infe-rior) ha sido extrapolado de perfiles contiguos.

Los materiales terciarios rellenan una fosa sedimen-taria, situada a pocos km al norte de la costa actual,llamada el Surco de Peñas. Tiene forma alargada y


5 kmMCH-43

4500,0

0,5

1,0

1,5

2,0

T.D.(s)

SO

400350300

NE

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

Fondo del mar

Techo Cretácico


Múltiplo delfondo del mar

PLATAFORMACONTINENTAL

PLATAFORMAMARGINAL

A4 Terciario

Figura 45. Detalle del perfil MCH-43 en la transición entre la plataforma continental y la plataforma marginal. Se observa la discordancia sintec-tónica de la base del Terciario (Eoceno superior) en el flanco sur del anticlinal A4 y la forma en caja de dicho pliegue.


discurre paralela a la costa actual entre el Cabo Pe-ñas y de Torrelavega (al este del área de estudio)(Fig. 43). En la zona del estudio tiene unos 13 kmde anchura (Fig. 44) y la base del Terciario alcanzauna profundidad máxima de 2,25 km en su zonacentral donde su potencia es de 2,1 km. En la basedel surco se encuentra el techo del Cretácico supe-rior que está afectado por las fallas que limitan susbordes. En el flanco meridional los reflectores cre-tácicos se inclinan al norte, son paralelos y afloranen superficie o están cubiertos por una delgada lá-mina de reflectores terciarios. En este sector estáncortados por cuatro fallas (Figs. 43 y 44). Todasellas buzan hacia el norte en su parte más profunday se verticalizan y curvan hacia la superficie, lle-gando algunas a buzar hacia el sur en la parte supe-rior. Como se observa en el mapa geológico de losfondos (Fig. 43) tienen gran continuidad lateral,morfología anostomosada y una orientación aproxi-madamente N105°E. El borde norte del surco, don-de los reflectores buzan al sur, lo forma una falla in-versa, paralela a las del borde sur, que eleva al Cre-tácico del bloque plegado septentrional sobre elTerciario inferior (Fig. 44 y Anexo II; MCH-29,CDP 10). En este bloque se desarrollan dos anticli-nales abiertos, separados por un estrecho sinclinal.El flanco norte del sinclinal está localmente falladoen profundidad al igual que ocurre con el flanconorte del anticlinal más septentrional que está rotopor una falla inversa con vergencia al sur.

La secuencia Tc1 recubre el fondo del surco, acu-ñándose hacia el sur y disponiéndose en onlap so-bre el Cretácico hasta la falla F2 que limita lacuenca del Eoceno superior (Fig. 44 y Anexo II).Hacia el N esta secuencia está afectada por las fa-llas (F4 y F5) y pliegues (A1 y A2) del bloque ple-gado y se dispone en aparente concordancia sobreel Cretácico. La secuencia Tc2 que rellena el surco,muestra una morfología sinformal. Dentro de Tc2se pueden diferenciar dos secuencias asimétricas,separadas por el reflector T12. Ambas disminuyensu espesor hacia el N, disponiéndose los reflectoresen onlap sobre la discordancia T12 en el caso de lasecuencia inferior y sobre la discordancia que re-presenta el reflector T12 en la suprayacente. En elsur del surco toda la serie buza hacia el centro delmismo y la base de Tc2 se dispone en onlapde ba-jo ángulo sobre el Cretácico.

Al norte del surco, las series del Cretácico superiory Terciario dibujan un amplio antiformal (A3) cu-yo flanco norte limita con la plataforma marginalasturiana. Su eje se inclina en dirección aproxima-damente 105°E y su charnela aflora en superficie alE del sondeo B4 limitando un afloramiento cretáci-co. La pobre reflectividad bajo el Cretácico supe-rior no permite reconstruir la estructura, aunquedestaca la discordancia intracretácico inferior refle-jada por los reflectores C3 (Anexo II). En el perfilMCH-29 los múltiplos del fondo del mar enmasca-ran la señal en la parte alta, pero en el perfilMCH-43 se observa que los materiales del Eocenosuperior, que recubren el flanco norte de A3 sonconcordantes con el Cretácico (Fig. 45) y mantie-nen su espesor prácticamente constante.

No hay ningún reflector conspicuo que se puedainterpretar como la base de la serie sedimentaria ysu posición aproximada en el perfil se ha interpre-tado en base a los datos del perfil de sísmica de re-flexión profunda ESCIN-4.

Perfil MCH-10. El perfil MCH-10 tiene una direc-ción N-S y una longitud de 26,9 km. Su extremomeridional se localiza en el límite de la plataformacontinental y la mayor parte de su trazado discurresobre la plataforma marginal asturiana. El perfil esparalelo a ESCIN-4 y la separación del mismo os-cila entre 1,1 km en el sur y 4,4 km en el extremonorte (Fig. 39).

La calidad del perfil (Fig. 46 y Anexo II) en losniveles por debajo del Terciario es en general ma-la e incluso no se han podido interpretar reflexio-nes coherentes bajo la discordancia Terciario-Cre-tácico al N del CDP 35. Por el contrario los nive-les terciarios producen reflexiones con gran cohe-rencia y amplitud.

La estructura interpretada en el perfil comienza porel sur con el flanco N del antiformal A3 que separael Surco de Peñas y la plataforma marginal asturia-na (Figs. 43, 46 y Anexo II). En la plataforma mar-ginal las capas son subhorizontales y la parte altade la serie sedimentaria está afectada por un trende pliegues situados en el bloque superior de uncabalgamiento vergente al N (Cb1), localizado bajoel CDP 35 (Anexo II). El plano del cabalgamientobuza 40° con un rumbo N105°E, igual al de losejes de los pliegues descritos en la plataforma.



En base a la geometría de las reflexiones terciariasy por correlación con el resto de perfiles y los son-deos se han podido diferenciar tres secuencias: Tc1,Tc2 y TQ (Anexo II y Fig. 46). Las dos primerasson sintectónicas, a escala de cuenca, con la etapacompresiva terciaria y la última es postectónica.Los niveles de Tc1 se disponen concordantemente ocon una discordancia de muy bajo ángulo sobre elCretácico. Su espesor varía lateralmente y alcanzaun máximo de 350 m en la zona del cabalgamientoCb1. Hacia el Banco Le Danois su espesor disminu-ye rápidamente hasta llegar a desaparecer bajo elCDP 15. Las reflexiones están truncadas por arribaindicando que al menos una parte de la disminuciónde espesor se produce por erosión. En el bloque su-perior del cabalgamiento se genera un tren de plie-gues entre cuyas charnelas se desarrollan cuencasque se rellenan progresivamente por depósitos sin-tectónicos de la secuencia Tc2. Éstos se disponenen onlap sobre los flancos y son plegados a la vezque se amplifican los pliegues. Por delante de Cb1se forma una cuenca sinsedimentaria cuyos nivelesinferiores están cabalgados, mientras que los nive-les superiores fosilizan al cabalgamiento y se dispo-nen en onlapsobre el flanco frontal del pliegue delbloque superior. Es aquí donde esta secuencia al-canza su máxima potencia de 800 m. Finalmente sedeposita la secuencia postectónica horizontal TQque fosiliza a todas las estructuras. Según Boillot etal. (1979) su edad es Neógeno y teniendo en cuentala edad atribuida a la serie inferior puede abarcardesde el Mioceno superior al Cuaternario.

Por debajo del Cretácico superior la reflectividad escasi nula en el sur y los débiles reflectores son para-lelos a los reflectores superiores. En el extremo nor-te del perfil se distinguen las reflexiones de la basede la serie sedimentaria, en una banda de 0,3 s depotencia de reflectores subparalelos, energéticos ydiscontinuos inclinados hacia el sur que pierdenprofundidad desde 3,7 s (5,25 km) bajo el cabalga-miento, hasta 3 s (4,2 km) en el extremo norte.

Perfil MCH-22 / MC80-27 Estas dos líneas tienenuna dirección N-S y atraviesan toda la plataformamarginal asturiana desde la pendiente de transicióna la plataforma continental cantábrica hasta el Ban-co Le Danois. Ambas están desplazadas lateralmen-te 2,2 km y se combinaron en una única sección de43,8 km de longitud (Fig. 46 y Anexo II) ya que sus

extremos se solapan a lo largo de 5,5 km. La sepa-ración lateral máxima de ESCIN-4 son 6 km y elperfil C80-27 lo intersecta en el CDP 240.

El sondeo MC H-1X (Fig. 40) está emplazado 2km al este del perfil, sobre la charnela del anticli-nal A4, cuya prolongación se atraviesa bajo elCDP 97 en el perfil MCH-22. Esto ha permitido re-conocer y datar los reflectores correspondientes alCretácico superior y parte alta del Cretácico infe-rior. En el informe del sondeo se aportan las pro-fundidades y tiempos dobles equivalentes de los te-chos de diferentes niveles: muro del Cretácico su-perior a 1,59 s (1500 m), techo del Aptiense a 1,9 s(2000 m), techo del Barremiense a 2,22 s (2505 m)y techo del Hauteriviense a 2,8 s (3500 m). Comose observa en el perfil hay una buena correlaciónentre las edades atribuidas a los reflectores C2 (te-cho del Cretácico inferior) y K (intracretácico su-perior) que fueron identificados en el sondeo MCC-2 y además se ha podido datar el reflector C3 co-mo cercano al límite Aptiense-Albiense.

Los materiales terciarios se pueden dividir en tressecuencias, al igual que en el perfil precedente, enbase a las relaciones geométricas de sus reflec-tores: Tc1 (Eoceno superior), Tc2 (Oligoceno-Mio-ceno inferior) y TQ (Mioceno sup-Cuaternario).Tc1 es sintectónico con las estructuras más cerca-nas a la costa, como las del sector del Surco de Pe-ñas, pero es pretectónico con el resto. Tc2 es sin-tectónico con las estructuras compresivas, a las quefinalmente llega a fosilizar y TQ es claramentepostectónico ya que fosiliza a todas las estructurase incluso su base es erosiva en las charnelas anti-clinales (Fig. 46 y Anexo II). La serie cretácica so-bre el reflector C2 se adelgaza progresivamente ha-cia el norte, de modo que pasa de tener una poten-cia de aproximadamente 1000 m en el extremo sura acuñarse y estar ausente en el Banco Le Danois,donde los niveles aptienses-albienses son los queocupan la parte más alta de la serie mesozoica.

En el extremo sur del perfil no se reconocen reflec-tores de la base de la serie sedimentaria y su posi-ción se ha interpretado a partir de los datos de ES-CIN-4. Dichos reflectores aparecen al N del CDP30 (MCH-22, Anexo II) como una banda de 0,3 sde potencia de reflectores energéticos, cortos y dis-continuos, inclinados al sur que afloran en el BancoLe Danois bajo el CDP 40 (MC80-27, Anexo II).




04

8

MC

H-2

2 / M

C80

-27

proy

ecci

ón d

eM

C-H

1X

MC

H-1

0

0 2 4 6

1220

24 k

m

MC

80-3

1D

010

2030

40 k

m

50

010

2030

40 k

m0 5

Cb1

A4

Cb1

Cb2

Cb2

???

???

??????

A3

C3

C3

C3

C2

C2

C2

KKKC

1C

1C

1T

1T

1T

1

TTT222

CCC333

CCC222CCC

111TTT

111TTT

222

CCC333CCC

222

KKKCCC

111

TTT111

TTT222

Pla

tafo

rma

Mar

gina

l Ast

uria

na

Ban

co L

e D

anoi

s

Ban

co L

e D

anoi

s

Pla

tafo

rma

Mar

gina

l Ast

uria

na

Pla

tafo

rma

Mar

gina

l Ast

uria

na

SN

A5

A5

A5

Figura 46.Secciones convertidas a profundidad de los perfiles MCH-10, MCH-22/MC80-27 y MC80-31D. Leyenda en la Figura 44.



La profundidad máxima de la cuenca se ha estima-do en 7600 m (4,7 s) bajo el anticlinal A4 y la po-tencia de la serie Mesozoica disminuye hacia elBanco Le Danois. La base de la serie Mesozoica es-tá relativamente elevada bajo el CDP 360 (MC80-27), limitando una subcuenca hacia el N dondeel espesor de la serie aumenta a expensas de la seriejurásica, para volver a reducir su espesor progresi-vamente hacia el Banco Le Danois, donde aflora.

La estructura del perfil es más compleja que la ob-servada en el perfil anterior MCH-10. Por el sur,comienza en el flanco norte del antiforme A3 quelimita por el sur la plataforma marginal. Las es-tructuras dominantes en esta sección son compre-sivas, distinguiéndose de S a N, un amplio pliegue(A4), dos cabalgamientos con sendos plieguesasociados y un tren de pliegues asimétricos, demenor longitud de onda, en la transición al BancoLe Danois. La charnela del pliegue A4 está erosio-nada a nivel del Cretácico superior y sobre ella sedisponen directamente los niveles postectónicosTQ. Ambos flancos están recubiertos discordante-mente por los depósitos Tc1. Esta disposición delTerciario basal sobre el flanco sur no es evidenteen este perfil, pero sí lo es en el perfil cercanoMCH-43 que es ligeramente oblicuo al eje delpliegue A4 (ver Fig. 45). El basculamiento que seobserva en los materiales sintectónicos que lo re-cubren indica que su amplificación se prolongó enel tiempo durante el resto de la etapa compresiva.Los dos cabalgamientos situados al norte (Cb1 yCb2) tienen características similares y en amboscasos es difícil interpretar su imagen sísmica paralocalizar su enraizamiento. El desplazamiento esde unos 300 y 600 m respectivamente y superpo-nen el Cretácico superior sobre Tc1. Los dos desa-rrollan anticlinales frontales de propagación de fa-lla y se forman cuencas sintectónicas por delante ydetrás de los pliegues, que se rellenan por los ma-teriales Tc2 que finalmente fosilizan a los cabalga-mientos. La charnela del pliegue asociado al ca-balgamiento meridional Cb1 está erosionada depo-sitándose el Terciario sintectónico Tc2 sobre Tc1.La charnela del pliegue asociado al cabalgamientoseptentrional Cb2 tiene un mayor grado de erosióny Tc2 reposa directamente sobre el Cretácico. Ha-cia el Banco Le Danois, el Terciario sintectónico(Tc2) pasa de yacer sobre el Tc1 a hacerlo sobre el

techo del Cretácico. Los depósitos superiores TQson prácticamente horizontales, discordantes sobreel resto de depósitos y se acuñan contra los límitesN y S de la plataforma marginal. Hacia el BancoLe Danois, la serie sedimentaria mesozoica indife-renciada está afectada por un tren de pliegues asi-métricos con un flanco largo meridional y un flan-co corto septentrional.

Perfil MC80-31D Este perfil de 44 km de longitudes el más oriental de los que se presentan. Su traza-do N-S atraviesa toda la plataforma marginal astu-riana y el Banco Le Danois. La estructura de lacuenca sedimentaria en la plataforma marginal, so-bre todo la de los materiales terciarios, difiere sen-siblemente de la que se observa tanto en ESCIN-4,como en los perfiles descritos previamente.

Se han diferenciado tres secuencias terciarias conlas mismas edades y relaciones con la deforma-ción que en el perfil anterior. La secuencia Tc1,tiene una potencia bastante constante en torno a300 m (0,2 s) y se dispone en concordancia sobreel Cretácico, excepto en el extremo sur hacia don-de se adelgaza y acuña, disponiéndose en onlapsobre el techo del Cretácico superior a partir delCDP 690 (Fig. 46 y Anexo II). El adelgazamientode la serie es constante, incluso a través de losflancos del anticlinal A4, al contrario de lo obser-vado en el perfil MCH-22 (Anexo II), en el que laserie es discordante en onlapcontra ambos flancosde A4. Esto indica que en el primero el crecimien-to del pliegue es posterior al depósito de Tc1,mientras que en el segundo, pocos km al oeste, eldesarrollo del pliegue y el depósito de Tc1 soncontemporáneos. El depósito de Tc2 es sintectóni-co con el desarrollo del anticlinal A4 y el empla-zamiento del cabalgamiento Cb2. Tc2 se depositaformando un abanico de capas en el flanco meri-dional de A4 y en una cuenca formada entre A4 yCb2 disponiéndose en onlapsobre ambas estructu-ras y discordante sobre el Terciario Tc1 (Fig. 46).En el perfil MC 80-33 (Fig. 47), situado unos 6km al este, el cabalgamiento Cb2 es ciego y pare-ce enraizar en la base de la serie sedimentaria.Aunque no llega a cortar a la serie cretácica supe-rior, las dimensiones del anticlinal frontal A5 sonmayores en el perfil contiguo MC 80-31D y lacuenca sinsedimentaria que se desarrolla por de-lante de Cb2 tiene mayor longitud y potencia.


Por último, la secuencia postectónica TQ tieneuna potencia máxima de 400 m y se acuña contralas pendientes del Banco Le Danois y la plata-forma continental cubriendo toda la plataformamarginal asturiana. La base de la secuencia esplana, discordante sobre el Terciario sintectónicoy fosiliza todas las estructuras compresivas (Fig.46).

La serie cretácica superior presenta los mismosrasgos que en el resto de secciones y su espesordisminuye hacia el norte hasta su completa desapa-rición en las inmediaciones del Banco Le Danois.El Cretácico superior y los materiales infrayacentesdibujan una amplia sinforma entre la plataformacontinental y el Banco Le Danois (Fig. 46). Toda laserie Mesozoica disminuye su espesor progresiva-


MC80-330,0

0,5

1,0

1,5

2,0

T.D.(s)

Fondo del mar

2,5

3,0

3,5

4,0

600

S

500400300

N

5 km

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

4,0


Techo Cretácico

Techo basamento

Múltiplo delfondo del mar

Cb2

A5

PLATAFORMA MARGINAL BANCO LEDANOIS

Terciario

Figura 47. Detalle del perfil MC80-33 en la transición entre la plataforma marginal asturiana y el Banco Le Danois. Se observa el desarrollo deuna cuenca sintectónica por delante del cabalgamiento ciego (Cb2). Obsérvese la variación lateral de la morfología de dicha cuenca, diferente a laque presenta en el perfil MC80-31D contiguo (Fig. 46).


mente hacia el norte, siendo éste mínimo en elBanco Le Danois. En el S del perfil no se observanreflexiones procedentes de la base de la cuenca se-dimentaria, sin embargo, al norte del CDP 620 for-man una banda de reflectores energéticos disconti-nuos con una potencia en torno a 0,2 s (Anexo II).Bajo este punto el basamento se encuentra a 8000m (5,5 s) y asciende hasta 3000 m (2,6 s) bajo elCDP 300, donde una falla directa que afecta al ba-samento vuelve a desplazarlas hasta 4000 m (3,0s). Desde la falla hacia el N el reflector asciendeprogresivamente hasta alcanzar la superficie en elBanco Le Danois bajo el CDP 70. La serie sedi-mentaria bajo el reflector C3 tiene forma de dos cu-ñas adelgazadas hacia el norte, separadas por dichafalla. El espesor de la serie aumenta bruscamenteal N mostrando que la falla ha tenido un movi-miento directo al menos antes del depósito del re-flector C3, cuya edad está dentro del intervalo Ap-tiense-Albiense Al N del CDP 70, donde aflora ensuperficie la base de la serie sedimentaria, la re-flectividad decae completamente en la zona que seha interpretado como basamento paleozoico queaflora en el Banco Le Danois.

3.3. El perfil de sísmica de reflexión profundaESCIN-4

El perfil de sísmica de reflexión profunda ESCIN-4fue registrado en febrero de 1993 por el buque oce-anográfico Seisquest, contratado por la Universidadde Oviedo a la empresa Schlumberger-Geco-Prakla.La longitud total del perfil es 145 km, con un traza-do N-S casi rectilíneo, desde las coordenadas5,166389°O 43,583332°N hasta 5,082745°O44,887522°N con una ligera inflexión en torno a lalatitud 44° (Fig. 39). El experimento se inició frentea las costas de Ribadesella (Asturias), donde lasprofundidades de la plataforma continental asturia-na no superan los 200 m (Fig. 49), y atravesó lacuenca interna y el Banco Le Danois donde las pro-fundidades varían entre 500 y 1000 m. Hacia elnorte el talud tiene una fuerte inclinación, en tornoa los 15°, y conduce a la llanura abisal que ocupa elextremo norte del perfil donde la profundidad oscilaentre 4000 y 5000 m.

En la Tabla III se han resumido las característicastécnicas de la campaña marina. La fuente de ener-


Mio

c. s

up.-

Cua

tern

ario

(T

Q)

Olig

ocen

o-M

ioce

no in

f. (T

c2)

Eoc

eno

supe

rior

(Tc1

)

010

km

NB

anco

Le

Dan

ois

MC

-C2

S

0 -5 (km

)Te

cho

Jurá

sico

Mes

ozoi

co in

dife

renc

iado

Cre

táci

co s

uper

ior

Cre

táci

co in

f. (p

osta

ptie

nse)

Bas

amen

to

Fal

la n

orm

al in

vert

ida

Fal

la in

vers

a al

pina

Cab

alga

mie

nto

varis

co

Fal

la n

orm

al m

esoz

oica

MA

R

Líne

a de

cos

ta

Cre

táci

co s

uper

ior

(tie

rra)

0 -5

Figura 48. Corte geológico desde la cuenca meso-terciaria deOviedo-Cangas de Onís hasta el Banco Le Danois compuesto con los da-tos de los perfiles convertidos a profundidad. Situación en la Figura 43.


gía empleada era un dispositivo de 60 cañones deaire comprimido operados a una presión de 13,8MPa con una configuración de 6 filas de 10 caño-nes formando en conjunto una fuente con un volu-men de 90 litros y un área de 17,5 x 80 m arrastra-da a una profundidad de 7,5 m (Fig. 50). Un cañónde cada fila permanecía inactivo para sustituir aotros cañones en caso de avería. El cable receptorde la señal (streamer) se situó a una profundidadconstante de 12 m. Su longitud total era de 4500 my contenía 360 hidrófonos separados entre sí 12,5m. La distancia desde el barco al inicio del cable semantuvo en 240 m.Las cintas de campo con los datos en bruto fuerontratadas por Schlumberger-Geco-Prakla siguiendola secuencia de procesado descrita en la Tabla IV.Adicionalmente al procesado convencional, seaplicó un procesado post-stacka las secciones mi-grada y sin migrar igual al aplicado al perfil pro-fundo terrestre ESCIN-2 según la secuencia de laTabla IV (ver Apartado 4.1 para ampliación). Lassecciones resultantes (Fig. 51) pierden algo de se-ñal en los primeros segundos, donde los perfilessin este procesado son suficientemente buenos, pe-ro discriminan mejor la reflectividad en la parte ba-ja del perfil donde mejora sensiblemente la rela-ción señal-ruido y resaltan las zonas más reflecti-vas y la orientación de los reflectores.

Descripción de la sección final

La descripción de ESCIN-4 se realizará en tres par-tes. En primer lugar se describirá la zona entre lacosta y el Banco Le Danois, para continuar con eltalud continental y concluir en la fosa marginal y la

llanura abisal al norte del talud. En la plataforma sehará especial hincapié en las reflexiones del basa-mento y de la parte baja de la cuenca sedimentariameso-terciaria, ya que las reflexiones y estructurassomeras han sido descritas minuciosamente en elapartado anterior, a partir de los perfiles de sísmicaconvencionales. ESCIN-4 y los perfiles convencio-nales se complementan perfectamente para obteneruna imagen completa de la corteza del margen, yaque el diseño y procesado del primero está enfoca-do a registrar objetivos profundos, que están pordebajo de los que alcanzan los segundos; pero ado-lece de la buena resolución que éstos logran en losniveles más superficiales.

La descripción se hará tomando como base: lassecciones (no migradas y migradas) con el proce-sado convencional y con el filtrado de coherencia,además del perfil convertido a profundidad (Figs.51, 52 y 53b).


S N

ESCALA VERTICAL 4:1-5

0BATIMETRIA PERFIL ESCIN-4

PlataformaPlataformaPlataformacontinentalcontinentalcontinental CuencaCuencaCuenca

internainternainternaBancoBancoBanco

Le DanoisLe DanoisLe Danois

Llanura AbisalLlanura AbisalLlanura Abisal

-5

0

0 20 40 60 80 100 120 140 km

ESCALA VERTICAL 1:1

Figura 49. Batimetría a lo largo del perfil de sísmica de reflexión profunda ESCIN-4, con exageración vertical y a escala real. Situación en la Fi-gura 39.

Fuente de energía cañones de aire comprimidoConfiguración del dispositivo 6 filas de 10 cañonesDimensiones dispositivo 17,5 m (largo) x 80 m (ancho)Cañones activos/disparo 54 (uno desconectado por fila)Profundidad de la fuente 7,5 mVolumen de los cañones 90 l (5490 in3)Presión de trabajo 13,8 MPa (2000 psi)Distancia barco - primera traza 240 mLongitud del cable (streamer) 4500 mProfundidad del cable 12,5 mNúmero de hidrófonos 360Distancia entre hidrófonos 12,5 mIntervalo entre disparos 75 mCobertura nominal 3000 %Intervalo de muestreo 4 milisegundosLongitud de la línea 141 kmTiempo de registro 20 s

Tabla III. Parámetros de adquisición del perfil sísmico de reflexiónmarino ESCIN-4.


La plataforma.La cuenca sedimentaria meso-ter-ciaria: En esta zona la reflectividad del perfil es engeneral buena en los primeros 4-4,5 s, correspon-dientes a las reflexiones procedentes de la cuencasedimentaria meso-terciaria (Figs. 51 y 52). Aligual que ocurría en los perfiles convencionales, lacoherencia y continuidad lateral de los reflectoreses buena en los 2-2,5 s superiores, mientras quepor debajo de este límite la calidad de estos atribu-tos empeora y los materiales del Cretácico inferiore infrayacentes se comportan como un basamentosísmico con una reflectividad moderada a baja

donde predominan los reflectores discontinuos depoca energía. La base de la cuenca sedimentaria(banda A-A’-A”), sin embargo, es altamente reflec-tiva en algunos tramos, como en las inmediacionesdel Banco Le Danois (A” en las Fig. 51 y 52; entre4,0 y 2,8 s) o en el extremo sur a 4,5 s (A). En elresto es moderadamente reflectiva (A’) o hay zonasdonde no genera reflexiones apreciables.

En el extremo sur del perfil, por encima de 4,5 s,los reflectores están inclinados hacia el norte for-mando el borde sur del Surco de Peñas (Figs. 51 y52). Los reflectores más energéticos y continuosforman una banda de aproximadamente 0,5 s depotencia, generados por el Cretácico superior, cuyotecho alcanza una profundidad máxima de 2 s en elcentro del surco (2200 m) y llega a aflorar en elfondo marino en el extremo sur del perfil (bandaB). Estos reflectores están cortados por cuatro fa-llas de alto ángulo (F0, F1, F2 y F3), inclinadas alnorte en profundidad y que hacia arriba se vertica-lizan e incluso algunas se invierten buzando al surque ya han sido descritas en los perfiles de aparta-dos anteriores (Fig. 52). Estas fallas cortan al Cre-tácico y en algún caso llegan a afectar a la base delTerciario del surco. Por debajo del Cretácico supe-rior los reflectores son paralelos a la estructura di-bujada por dicho nivel aunque más discontinuos. A4,5 s bajo el CDP 800, equivalente a 7200 m deprofundidad, unos reflectores más fuertes, con for-ma cóncava, señalan la ubicación de la base de laserie sedimentaria. De acuerdo con los sondeos(Fig. 40), dicha base la ocupan materiales triásicosque reposan sobre el basamento paleozoico, identi-ficado como carbonífero en el sondeo MC K-1. Enel borde norte del surco, el Cretácico está elevado


240 m4500 m

cañones

12.5 m

FONDO DEL MAR

12 m 7.5 m

DISPOSITIVO DE ADQUISICIÓN

potencia total5490 in3

17,5 m

80 m BARCO

cañón inactivo

DISPOSITIVO DE LOS CAÑONES (AIRGUNS)

Figura 50.Geometría del dispositivo de adquisición empleado para el registro de la señal del perfil marino ESCIN-4.

Tabla IV. Secuencia de procesado convencional del perfil sísmico dereflexión marino ESCIN-4 y secuencia de procesado post-stack II,aplicada en la Universidad de Oviedo a los datos suministrados por laempresa Schlumberger-Geco-Prakla, para la obtención de los perfilescon filtrado de coherencia de la Figura 51.


AAA

AAA CCC

DDD

BBB

1

300

600

900

1200

1500

1800

2100

2400

2700

3000

3300

3600

3900

4200

4500

4800

5100

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

Plataforma continental Plataforma marginalasturiana

Banco LeDanois Talud

1

300

600

900

1200

1500

1800

2100

2400

2700

3000

3300

3600

3900

4200

4500

4800

5100

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100CDP

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

T.D.(s)

S

HHH

HHH

BBB

HpHpHp

AAA

AAA

DDD

Figura 51. Perfiles de sísmica de reflexión marinos ESCIN-4: a) sección stack con el procesado de la Tabla IV; b) misma sección con el filtrado de coherencia adicional descrito en la Tabla IV; c) sección migrada con el procesado de ladesplegable).


DDD

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

8400

8700

9000

9300

9600

9900

10200

10500

10800

11100

11400

11700

ESCIN-4 SECCION NO MIGRADA(Filtrado de coherencia)

alud Llanura abisal

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

8400

8700

9000

9300

9600

9900

10200

10500

10800

11100

11400

11700

ESCIN-4 SECCION NO MIGRADA

N

a

b

02040 km

a adicional descrito en la Tabla IV; c) sección migrada con el procesado de la Tabla IV; d) misma sección con el filtrado de coherencia adicional descrito en la Tabla IV (ver


Figura 51. Perfiles de sísmica de reflexión marinos ESCIN-4: a) sección stack con el procesado de la Tabla IV; b) misma sección con el filtrado de coherencia adicional descrito en la Tabla IV; c) sección migrada con el procesado ddesplegable).

AAA AAA

AAA

AAA

BBB

CCC

DDD

EEE

1

300

600

900

1200

1500

1800

2100

2400

2700

3000

3300

3600

3900

4200

4500

4800

5100

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

AAA AAA

AAA

AAA

BBB

CCC

DDD

EEE

1

300

600

900

1200

1500

1800

2100

2400

2700

3000

3300

3600

3900

4200

4500

4800

5100

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100CDP

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

T.D.(s)

Plataforma continental Plataforma marginalasturiana

Banco LeDanois TaludS

HHH

HHH

GGGFFF


encia adicional descrito en la Tabla IV; c) sección migrada con el procesado de la Tabla IV; d) misma sección con el filtrado de coherencia adicional descrito en la Tabla IV (ver

EEE

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

8400

8700

9000

9300

9600

9900

10200

10500

10800

11100

11400

11700

ESCIN-4 SECCION MIGRADA(Filtrado de coherencia)

EEE

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

8400

8700

9000

9300

9600

9900

10200

10500

10800

11100

11400

11700

ESCIN-4 SECCION MIGRADA

Talud Llanura abisal N

c

d

02040 km



0,8 s por una falla inversa de alto ángulo vergenteal sur (F4), que lo sitúa a 1150 m de profundidad(Fig. 52). La falla atraviesa toda la cuenca sedi-mentaria hasta afectar al basamento y eleva el con-tacto cuenca-basamento del bloque superior, dondese forma un anticlinal (A1). Esta falla limita por elsur un bloque (bloque plegado) donde la parte altadel Cretácico está plegada formando dos anticlina-les (A1 y A2) separados por un estrecho sinclinal(CDP 1000 a 1350), aunque en el perfil ESCIN-4esta estructura no se observa tan nítidamente comoen los perfiles someros descritos previamente en elapartado (Anexo II). El límite norte del bloque ple-gado lo constituye una falla conjugada inversa, convergencia norte, que afecta a la parte alta de la se-rie mesozoica y al Terciario (F5) (Fig. 52).

Los reflectores terciarios que rellenan el surco soncontinuos, energéticos y tienen buena coherencialateral (Figs. 51 y 52). Su imagen sísmica, sin em-bargo, no es tan buena como la de los perfiles con-vencionales, por lo que no se puede reconocer es-tructuras que ya han sido descritas en el apartadoanterior como: la discordancia entre el Eoceno y elOligoceno o los pliegues de la serie terciaria en elbloque plegado septentrional del surco. La reflecti-vidad bajo el bloque plegado está dominada por re-flectores cortos y discontinuos, ligeramente incli-nados al sur, trazando el flanco septentrional delSurco de Peñas. Al norte del bloque plegado, la se-rie sedimentaria forma un amplio anticlinal (A3)entre el Surco de Peñas y la plataforma marginalasturiana. El anticlinal tiene un alto ángulo entreflancos con buzamientos de 5,5° y 10° en sus flan-cos sur y norte, respectivamente (Figs. 52 y 53).Los reflectores que trazan esta estructura son para-lelos, continuos y tienen gran continuidad lateralhasta 2,2 s, profundidad en la que se pierde la re-flectividad. En la charnela anticlinal, a 3,4 s, se re-cuperan las llegadas muy energéticas, aunque pococoherentes, procedentes de la base de la serie sedi-mentaria (A’ en las Figs. 51 y 52).

La potencia de la serie sedimentaria meso-terciariaes mayor en el extremo meridional de la platafor-ma marginal, en la proyección del sondeoMCH-1K, que en el flanco del antiformal situadoal sur (Fig. 53), debido a un incremento del espesorde los niveles anteriores al Cretácico superior, co-rroborado por los datos de los sondeos. A partir de

ese punto, la serie sedimentaria pierde progresiva-mente espesor hacia el norte, hasta alcanzar valoresmínimos en el Banco Le Danois (Figs. 48, 52 y53). A grandes rasgos la serie sedimentaria es sub-horizontal hasta el CDP 3300, desde donde se in-clina hacia el sur ascendiendo su base desde 4,5 s(7000 m) hasta aflorar todo el paquete sedimenta-rio en el Banco Le Danois, donde no está presenteel Cretácico superior, que se acuña bajo el CDP3900 (Fig. 52). La parte baja de la serie sedimenta-ria no muestra una estructuración clara ya que losreflectores tienen una disposición caótica. Sin em-bargo, en la parte alta del Cretácico inferior y en elCretácico superior los reflectores son más conti-nuos y forman una serie de estructuras compresi-vas iguales a las descritas en los perfiles MCH-10y MCH-22/MC80-27 (Fig. 46), por lo que nos li-mitaremos a mencionar dichas estructuras. En laparte más alta de la serie se han diferenciado tressecuencias dentro del Terciario por correlación conlas descritas en los perfiles convencionales.

La primera estructura reconocible es un anticlinal(A4) con morfología en caja (Figs. 52 y 53), que esla prolongación del atravesado por los perfiles si-tuados al este (Fig. 46) y que se termina lateral-mente antes del perfil MCH-10, sólo 2 km al oeste.Por delante de este pliegue hay un tren de plieguesde amplitud creciente hacia el norte y cuyo últimomiembro es un anticlinal de propagación de falladel cabalgamiento vergente al norte Cb1, situadobajo el CDP 3300 (ver perfiles MCH-10 yMCH-22, Fig. 46). Entre las crestas anticlinales sedeposita el terciario sintectónico Tc2 discordantesobre el pretectónico Tc1. El cabalgamiento poneen contacto al Cretácico superior con el Terciariomás bajo a la vez que se genera una cuenca por de-lante, que se va rellenando por depósitos terciariossintectónicos que terminan lateralmente contra elcabalgamiento en la parte inferior y en la parte su-perior lo recubren y fosilizan. Por delante del se-gundo cabalgamiento (Cb2), situado más al norte,se forma un anticlinal frontal, mayor que el ante-rior, y una cuenca sintectónica más pequeña. Alnorte del último cabalgamiento, la serie meso-ter-ciaria forma hasta el Banco Le Danois una seriemonoclinal inclinada al sur en cuya parte alta sedesarrollan dos anticlinales, el primero de ellos conla cresta aguda, separados por un amplio sinclinal


interpretados como pliegues despegados o de pro-pagación de falla de dos pequeños cabalgamientosenraizados en un nivel de despegue intramesozoi-co. La base de la serie sedimentaria en este seg-mento, genera unos reflectores muy energéticos,inclinados al sur, entre 4,0 y 2,8 s. Toda la platafor-ma marginal está recubierta por depósitos postectó-nicos (Mioceno superior-Cuaternario) con la baseplana y discordantes sobre las series infrayacentesque tienen una potencia de 0,2 s y se disponen enonlap sobre el Banco Le Danois y la pendiente dela plataforma continental.

La reflectividad es nula bajo el Banco Le Danoispor encima de 1,5 s y por debajo la llegada delmúltiplo del fondo del mar enmascara cualquier se-ñal existente por lo que la estructura de esta zonase ha interpretado en base a los datos de Capdevilaet al. (1980) y de los perfiles convencionales des-critos previamente. Los resultados de los dragadosde los fondos y de las inmersiones del batiscafoCyana pusieron en evidencia que en el Banco LeDanois aflora basamento premesozoico, identifica-do en el talud como cuarcitas paleozoicas (¿Cám-brico?), similares a la formación Cándana o la Se-rie de los Cabos en tierra, superpuestas tectónica-mente a rocas cretácicas. En ESCIN-4 se ha inter-pretado un cabalgamiento, por delante de la seriemesozoica, en el que la base del bloque alóctonoestá ocupada por basamento que se superpone tec-tónicamente sobre Cretácico en el bloque autócto-no, siguiendo el modelo de la Figura 32.

La reflectividad profunda en la plataforma: Comoya se ha mencionado la reflectividad en la zonasmedias y bajas de la corteza bajo la cuenca sedi-mentaria decrece, especialmente en la sección sinmigrar, donde las hipérbolas y difracciones enmas-caran la señal de la zona media de la corteza. Lamigración ha recuperado parte de la señal existen-te. Hay que mencionar una serie de hipérbolas derefracción que se encuentran a lo largo de la corte-za en la sección sin migrar (Hp en la Fig. 51a), quese inician casi en superficie en el extremo sur delperfil y profundizan hasta 9 s bajo el centro delSurco de Peñas (CDP 900).

En el perfil migrado (Fig. 51d), los reflectores bajola cuenca sedimentaria son en general cortos y dis-continuos. Hasta 7-8 s son subparalelos a la basede la serie sedimentaria siguiendo el trazado de la

sinforma del Surco de Peñas, la antiforma (A4)previa a la plataforma marginal y, bajo la platafor-ma marginal, pasan de una disposición subhorizon-tal a inclinarse hacia el sur bajo el Banco Le Da-nois. Son pocos los eventos destacables por su ma-yor energía y de muy corta longitud, como dos re-flectores subhorizontales fuertes bajo los CDP3100 y 3300 (F) entre 6,0 y 6,5 s o una pequeñazona reflectiva (G) bajo el flanco norte de A3 entre5,0 y 6,5 s (CDP 2100 a 2500).

Los eventos profundos más energéticos se encuen-tran en el sur del perfil entre 8,5 y 11,0 s, aunque elincremento de la energía ya es evidente desde 7 s.Se observan tanto en el perfil migrado como el sinmigrar pero su mejor imagen se obtiene en el filtra-do de coherencia del perfil migrado (Fig. 51d). Losreflectores H son subparalelos, están ligeramenteinclinados al sur y su imagen se observa a lo largode aproximadamente 20 km para desvanecerse enambas direcciones. El techo y la base de esta bandareflectiva se encuentran a 19 y 27,5 km de profun-didad respectivamente. Gallart et al. (1997) regis-traron en 7 estaciones en tierra las señales reflejadasde las explosiones realizadas para obtener el perfilESCIN-4 y le aplicaron un procesado igual al de lasísmica de reflexión vertical adaptado a la mayorseparación entre los receptores y los emisores. Elresultado es un perfil sísmico de reflexión de granángulo de la transición mar-tierra (Fig. 54a) que sepuede combinar con ESCIN-4 y ofrece una especta-cular imagen de la corteza inferior reflectiva desdela costa hasta el talud continental, prolongando labanda reflectiva H observada en ESCIN-4 (1 en laFig. 54a y b). La base de la banda reflectiva 1, in-terpretada como la Moho del margen cantábrico, as-ciende hacia el N desde 12 s bajo la costa hasta 9 enlas inmediaciones del talud. Estas reflexiones se in-trodujeron en el modelo de velocidades deESCIN-4 (Fig. 53a) y se han obtenido unas profun-didades equivalentes a 30 y 22 km respectivamente,profundidades similares a las obtenidas en el perfilde refracción paralelo a ESCIN-4 de FernándezViejo (1997) (Fig. 54c). La banda reflectiva se pier-de completamente bajo el talud donde la imagen deESCIN-4 es muy confusa por la llegada de un fuer-te múltiplo que oblitera la señal.

Por debajo de la Moho no hay reflexiones reseña-bles en el perfil ESCIN-4. Sin embargo, en el perfil



Figura 52.a) Detalle de la zona de la plataforma y talud del perfil ESCIN-4 migrado. b) Interpretación del mismo. c) Sección convertida a profundidad mediante el modelo de velocidades de la Figura 53 (ver desplegable).


nte el modelo de velocidades de la Figura 53 (ver desplegable).



Figura 53.Modelo de velocidades del perfil ESCIN-4 migrado y sección geológica obtenida tras la conversión a profundidad.

??

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,00,0

020

4060

8010

012

014

0 km

0 10 15 20 25 305

020

4060

8010

012

014

0 km

ES

CIN

-4 M

OD

ELO

VE

LOC

IDA

D

ES

CIN

-4

1,5

1,8

1,9

2,0

2,3

2,5

3,2

3,4

3,6

3,8

4,0

5,8

6,2

6,8

7,2

8,0

Vel

ocid

ad (

km s

-1)

SN

SN

T.D

.(s

)

Pro

f.(k

m)

Mio

c. s

up.-

Cua

tern

ario

(T

Q)

Olig

ocen

o-M

ioce

no in

f. (T

c2)

Eoc

eno

supe

rior

(Tc1

)

Cre

táci

co s

up.

Cre

táci

co in

f.po

stA

ptie

nse

Mes

ozoi

coin

dife

renc

iado

Cor

teza

med

ia

Cor

teza

infe

rior

(de

tran

sici

ón)

Man

to

Pla

tafo

rma

Terc

iario

pos

tect

ónic

o

Terc

iario

sin

tect

ónic

o

Cre

t. su

p.-¿

Terc

iario

?pr

etec

tóni

co

Zon

a te

cton

izad

a

Llan

ura

abis

al



a

c2,

0

4,0

6,0

8,0

10,0

12,0

T.D

.(s

)

020

40 k

m

CD

PN

S

2,0

4,0

6,0

8,0

10,0

1,.0T.D

.(s

)

1

300

600

900

1200

1500

1800

2100

2400

2700

3000

3300

3600

3900

4200

4500

4800

5100

5400

5700

6000

6300

6600

6900

7200

7500

7800

8100

8400

8700

9000

9300

9600

9900

10200

10500

10800

11100

11400

11700

020

40 k

m

b

020

km

Figura 54. a) Perfil sísmico de reflexión de gran ángulo obtenido del registro en 7 estaciones terrestres de los disparos del experimento ESCIN-4.Las mayores energías, entre 8 y 12 segundos corresponden a la Moho del margen cantábrico y las fuertes llegadas entre 18 y 20 s a una segundaMoho (Moho ibérica). Según Gallart et al. (1997). b) Sección anterior superpuesta al perfil ESCIN-4 sin migrar, con filtrado de coherencia. Ob-sérvese la coincidencia entre la corteza reflectiva en el experimento a y las fuertes llegadas en el extremo meridional de ESCIN-4 entre 9 y 11 s.c) Sección anterior a la que se le ha superpuesto las interfases del modelo de sísmica de refracción (ver Fig. 58, más adelante) de Fernández Viejo(1997), una vez convertidas éstas a tiempo doble. Obsérvese la buena correlación entre la base de la corteza en los tres casos.


de reflexión de gran ángulo obtenido por Gallart etal. (1997) se han registrado fuertes reflexiones (2en la Fig. 54a), interpretadas como una segundaMoho, denominada Moho ibérica, situada por de-bajo de la Moho del margen cantábrico (1). Ésta esla imagen sísmica de dos cortezas imbricadas, aná-logas a las del modelo de sísmica de refracción pa-ralelo a ESCIN-4 (ver Fig. 58 más adelante) (Pul-gar et al., 1996; Fernández Viejo, 1997; Gallart etal., 1997). La posición exacta de la Moho más pro-funda es discutible, ya que en el modelo de refrac-ción se localiza prácticamente bajo la costa, mien-tras que en la sección de gran ángulo (Fig. 54a) seencuentra más al norte, entre las plataformas conti-nental y marginal. Gallart et al. (1997) ya pusieronen evidencia los problemas encontrados para mi-

grar este nivel a su posición real, inherentes al mé-todo empleado para obtener el perfil.

El talud continental.Las secciones de ESCIN-4 sinmigrar (Fig. 51a y b) y migrada (Fig. 51c y d) apor-tan datos complementarios sobre la estructura deltalud. En la no migrada el talud está recubierto poruna delgada banda de reflectores paralelos a su pen-diente y a su pie reposan discordantemente sobrelos reflectores horizontales de la llanura (Fig. 55).Se trata de sedimentos recientes que recubren el ta-lud, en cuya base se acumulan los depósitos quedescienden por la ladera, formando un glacis conuna pendiente deposicional menor a la del talud. Entodas las secciones destacan una serie de reflectoresparalelos que buzan al norte con menor inclinaciónque el talud. Dos eventos a 3,0 y 4,5 s (C y D en las


60005000cdpS N

1,0

2,0

3,0

4,0

5,0

6,0

7,0

Banco LeDanois

Glacis

T.D.(s)

reflectores paralelosa la pendiente del

talud

aaa

aaa

aaa

Figura 55. Ampliación del talud del perfil ESCIN-4. Se observan una serie de reflectores paralelos a la pendiente del talud, otros reflectores (a)buzando al N con mayor inclinación que el talud y el desarrollo reciente de un glacis al pie del talud, resultante del depósito de material que des-ciende por el mismo.


Figura 56. a) Detalle de la llanura abisal del perfil ESCIN-4 migrado. b) Interpretación del mismo. c) Sección convertida a profundidad mediante el modelo de velocidades de la Figura 53. d) cuñas sintectdesplegable).

8,0

6,0

10,0

12,0

d

S

10200

10100

10000

9900

9800

9700

9600

9500

9400

9300

9200

9100

9000

8900

8800

8700

8600

8500

8400

8300

8200

8100

8000

7900

7800

7700

7600

7500

7400

7300

7200

7100

7000

6900

6800

6700

6600

6500

6400

6300

6200

6100

6000

5900

5800

5700

5600

5500

8,0

6,0

10,0

12,0

8,0

6,0

10,0

12, 0

Zona tectonizada

SedimentosPostectónicos

SedimentosSintectónicos

SedimentosPretectónicos

múltiplo delfondo del mar

01020 km

a

b

T.D.(s)

T.D.(s)

5

10

Prof.(km)

C1

C2C3

C4 C5 C6

C7

P5P1

C8

P2

P3

c

s.e.s.e.s.e.


undidad mediante el modelo de velocidades de la Figura 53. d) cuñas sintectónicas diferenciadas por encima de la zona tectonizada (ver

NCDP

ESCIN4 SECCIÓN MIGRADAESCIN4 SECCIÓN MIGRADAESCIN4 SECCIÓN MIGRADA

11700

11600

11500

11400

11300

11200

11100

11000

10900

10800

10700

10600

10500

10400

10300

10200

10100

10000

9900

9800

9700

9600

9500

9400

9300

9200

9100

9000

8900

8800

8700

8600

8500

Zona tectonizada

SedimentosPostectónicos

SedimentosSintectónicos

SedimentosPretectónicos

Reflector 5

Reflector 4

Reflector 3

Reflector 2

Reflector 1

Superficie deerosión

Reflector 9

Reflector 8

Reflector 7

Reflector 6

6

C7

P5

P4

C8

P2

111

222

3334-54-54-5 666

777888

999



Figs. 51, 52 y 55) destacan por su mayor energía ycontinuidad, mientras que el reflector E situado a7,5 s, es paralelo a los anteriores en su extremo nor-te y hacia el sur invierte su buzamiento bajo los re-flectores horizontales de la llanura.

La reflectividad por debajo de estos reflectores esnula ya que el múltiplo del fondo del mar enmasca-ra la señal. Además, debido al escarpado talud hayuna gran variación en la profundidad de la columnade agua, que introduce un retardo variable a las on-das sísmicas, dificultando el registro sísmico en es-te sector. Este fenómeno se pone en evidencia en elmodelo de velocidades de ESCIN-4 (Fig. 53a) don-de se observa la complicada forma, con bruscas in-flexiones, que presentarían las posibles reflexionesde una corteza inferior plana (Fig. 53b).

La llanura abisal.La reflectividad en la llanuraabisal es buena hasta 11,8 s (T.D.) donde la llegadadel primer múltiplo, correspondiente a la reflexiónde la energía en el fondo del mar, y el procesadoespecífico aplicado para su atenuación han oblite-rado casi completamente la señal sísmica (Figs. 51y 56). La reflectividad en la parte alta del perfil, alnorte del CDP 5950, es muy buena en la zona co-rrespondiente a la serie sedimentaria. Los reflec-tores son horizontales o subhorizontales, con grancontinuidad lateral y la frecuencia de la señal dis-minuye con la profundidad. Contrasta con la zonaentre los CDP 5900 al 9400 bajo 7,5 s, donde do-minan los reflectores discontinuos, curvados e in-clinados con diversas orientaciones, que se ha in-terpretado como una zona deformada por una seriede cabalgamientos (zona tectonizada). Para facili-tar la descripción del perfil se han resaltado nuevereflectores en la Figura 56b.

La parte superior de la corteza, entre 6,0 y 7,5 s, esaltamente reflectiva, predominando las reflexioneshorizontales de gran amplitud y baja frecuencia congran continuidad lateral que se extienden desde elpie del talud hasta el extremo del perfil. Se puedendiferenciar dos niveles con distinta facies sísmica.El primero, desde el fondo del mar hasta el reflector1, a 6,9 s, es una amalgama de reflectores horizon-tales, cortos y discontinuos junto con otros de granextensión lateral con abundantes acuñamientos ycambios laterales de facies. La facies sísmica delnivel infrayacente hasta el reflector 2, entre 6,9 y7,5 s, es más homogénea, dominando los reflectores

horizontales con gran continuidad lateral, paralelosentre sí y la amplitud de la señal aumenta hacia losniveles inferiores. La mayoría de las reflexiones tie-nen más de 70 km de longitud y continuidad hastael extremo del perfil, sin variar su carácter signifi-cativamente. La signatura sísmica parece indicarque la sedimentación de estos niveles se produjo enunas condiciones de estabilidad.

Los reflectores inmediatamente por debajo se pue-den dividir en dos paquetes (Fig. 56d) que se acu-ñan hacia el norte, separados por un antiformal (P5en la Fig. 56b), formado en la zona tectonizada alpie del talud. Ambos paquetes disminuyen su espe-sor hacia el N ya que los reflectores convergen y seacuñan en esa dirección. Los reflectores superioresson comunes a ambas cuñas y recubren al antifor-mal que las separa. Tienen en general muy buenacontinuidad lateral y la frecuencia de la señal dis-minuye con la profundidad. La primera cuña, entrelos CDP 7500 y 9250, tiene por base el reflector 6que asciende progresivamente desde 9 s en el surhasta 7,8 en la charnela del antiformal P5 (Fig.57a). Hacia el sur los niveles inferiores terminannetamente contra las reflexiones de la zona tectoni-zada, mientras que los reflectores superiores se dis-ponen en onlap sobre la superficie superior delmismo. En la parte inferior (CDP 8250; 8,5 s), losreflectores están plegados formando un par anticli-nal-sinclinal (P3 en la Fig. 57a) con la charnela fa-llada. Bajo el CDP 8700 hay una discordancia en laque el reflector 5 trunca las reflexiones inferioresdesde ese punto hacia el sur, incluida la charnelaantiformal de P3. Los reflectores de la parte baja,entre los niveles 3 y 6, están plegados por el anti-formal P5, sin embargo, los materiales superioresse disponen en onlapsobre los flancos y están lige-ramente basculados al sur. Los reflectores superio-res recubren el antiformal sobrepasando la charnelasin plegarse.

La geometría de los reflectores en la cuña más sep-tentrional, desde el CDP 9300 hasta el extremo delperfil, permite distinguir cuatro paquetes de reflec-tores limitados por los reflectores 2, 3, 6, 8 y 9, queconstituye la base de la misma (Fig. 56b). El prime-ro, entre 7,4 y 8,1 s, está limitado por los reflectores2 y 3. El depocentro de esta serie, bajo el CDP10400, separa una zona septentrional, donde los re-flectores se acuñan progresivamente hacia el norte


Figura 57.Ampliación de algunas estructuras interpretadas en la zona tectonizada de la Figura 56.

en onlapsobre la base de la secuencia, de otra meri-dional donde el espesor de la secuencia disminuyehacia el sur por dos abanicos de capas bajo los CDP10400 y 9550 a 8,1 y 7,8 s respectivamente. Los re-flectores que culminan la secuencia se disponen enonlap sobre el antiformal P5 con una ligera inclina-ción hacia el norte, mientras que los más superioreslo sobrepasan (Fig. 57b). La segunda secuencia tienecomo base el nivel 6 y su espesor (0,2 s) se mantiene

prácticamente constante de N a S, excepto bajo elCDP 10400 donde hay acuñamientos de capas haciala base, bajo el abanico de capas descrito en la se-cuencia superior. Ambos se forman en relación conun pliegue que afecta también a las secuencias infe-riores. Los reflectores de esta secuencia y la anteriortienen continuidad en la cuña meridional a través delpliegue P5. La secuencia infrayacente, entre 8,3 y 8,8s en el extremo septentrional, alcanza una profundi-




dad máxima de 9,8 s bajo el CDP 9500, está limita-da en su base por el nivel 8 y presenta una geome-tría más compleja. Su espesor disminuye progresi-vamente, de 1,6 s en el extremo sur a 0,5 s en el ex-tremo norte. La flexión monoclinal P4 bajo el CDP10400 separa dos zonas con distintos buzamientos.En el sector sur los reflectores terminan bruscamen-te contra la zona tectonizada y son subhorizontaleso buzan al norte. En el sector norte la morfología esde una cuña cerrada en esa dirección, con los reflec-tores inclinados hacia el sur. Los reflectores situa-dos entre el nivel 7 y 8, en la base de la secuencia,muestran un brusco cambio lateral de facies coinci-diendo con la falla C8. En el norte son iguales a losdescritos en los niveles superiores, mientras que enel sur tienen una facies de reflectores anastomosa-dos, con menor continuidad lateral. La base de estasecuencia se apoya concordantemente sobre una se-rie de reflectores limitados inferiormente por el ni-vel 9, que constituye el límite entre la serie sedi-mentaria y el basamento. La característica diferen-cial de esta serie es que su espesor disminuye haciael sur. Su espesor varía entre 0,2 y 0,6 s. Al nortedel CDP 10350 los reflectores tienen una faciesigual a la de las series superiores con reflectores pa-ralelos, continuos, ligeramente inclinados al S, peroal sur de dicho punto dominan los reflectores sub-horizontales, cortos y discontinuos con una faciesmás caótica.

La zona entre los CDP 5900 y 9400 por debajo de7 s, formada por reflectores cortos, discontinuos ycon inclinaciones variadas se ha interpretado comouna zona tectonizada donde los sedimentos estánfuertemente deformados por cabalgamientos ypliegues producidos por la compresión terciaria.Esta es la zona que ha sido interpretada previamen-te como un prisma de acreción tectónico por diver-sos autores (ver Apartado 3.1). Aunque la zona tec-tonizada propiamente dicho termina bajo el CDP9400, el límite de la zona deformada llega más alnorte, hasta el CDP 10400. El límite meridional dela zona tectonizada no está claro por no haber unabuena imagen sísmica al pie del talud. La zona demáxima deformación de los sedimentos alcanzahasta el antiformal P5, bajo el que los reflectoresde la serie sedimentaria poco deformada terminannetamente contra una superficie fuertemente incli-nada al sur, interpretada como el cabalgamiento

frontal (C7) de la zona tectonizada. Los materialesinvolucrados en la deformación son parte de las se-cuencias entre los reflectores 6 y 9 a lo que habríaque añadir posiblemente fragmentos de basamentointroducidos por los cabalgamientos dentro de lazona tectonizada. La superficie que limita por enci-ma a la zona tectonizada es erosiva hasta el CDP8000, como evidencian los reflectores truncadossuperiormente por dicha superficie (CDP 7600),sobre la que se disponen en onlap los reflectores dela serie sedimentaria (Fig. 57a). El límite de la su-perficie erosiva coincide con un cabalgamiento(C4). Hacia el norte, el techo de la zona tectoniza-da se interpreta en el límite superior de los sedi-mentos que están directamente involucrados en elmismo, por lo que hay concordancia entre la super-ficie superior de la zona tectonizada y los reflec-tores situados por debajo (Fig. 57a). Los sedimen-tos que lo recubren son en general concordantescon el techo de la zona tectonizada, tan sólo hayuna discordancia relacionada con el anticlinal P2.

El contacto con el basamento es neto en el extre-mo septentrional y menos evidente en la parte me-ridional. Por debajo de la serie sedimentaria (10 s)el basamento esta caracterizado por reflectores cor-tos, discontinuos, con mayor amplitud y ligeramen-te inclinados al sur. No se observa una estructura-ción conspicua, salvo la presencia de esporádicosreflectores con mayor continuidad y energía perocon orientaciones dispersas. La llegada de un fuer-te múltiplo oblitera la señal de la base de la cortezay ante la ausencia de una Moho neta se optó por in-troducir en el modelo de ESCIN-4 el obtenido delos experimentos de refracción.

Conversión a profundidad: el modelo de velocidades

El modelo de velocidades aplicado a los sedimen-tos de la plataforma, para obtener la sección pro-fundidad del perfil ESCIN-4 (Fig. 53a), es idénticoal descrito en el Apartado 3.2 para los perfiles con-vencionales.

En cuanto a los sedimentos de la llanura abisal, an-te la ausencia de sondeos en la zona que pudieranproporcionar medidas directas de la velocidad depropagación de las ondas sísmicas, se han seleccio-nado las velocidades sísmicas de acuerdo con lasobtenidas en distintos estudios, que se han resumi-do en la Tabla V.


Montadert et al. (1971a) obtuvieron unas velocida-des a partir de la medida de velocidades por tra-mos, efectuadas en líneas sísmicas. En este caso,las velocidades de la Tabla V proceden del perfil brepresentado en la Figura 37. Sibuet et al. (1971)dedujeron unas velocidades a partir de datos delsondeo DSDP 118 y la línea sísmica que lo atravie-sa (Fig. 36). Finalmente, las velocidades obtenidasde Álvarez-Marrón et al. (1997a) son las que losautores emplearon para realizar la migración de lallanura abisal de ESCIN-4 en el dominioespacio-frecuencial, usando una aproximación pordiferencias finitas. En su estudio las velocidadesiniciales fueron obtenidas del stacky posterior-mente ajustadas por modelización directa.Las velocidades para el resto de la corteza por de-bajo de los sedimentos fueron seleccionadas de losmodelos de velocidades obtenidos por Pulgar et al.,(1996), Fernández Viejo (1997) y Gallart et al.,(1997) en un perfil de sísmica de reflexión de granángulo paralelo a ESCIN-4 (Figs. 13 y 58). Las ve-locidades asignadas son de 5800 y 6200 m s-1 parala corteza de la plataforma por debajo de la cuencasedimentaria y una velocidad creciente de S a Ndesde 6800 hasta 7200 m s-1 para la corteza inferiorreflectiva y el basamento bajo la llanura abisal.

3.4. Interpretación de las líneas convencionalesy del perfil ESCIN-4

La plataforma

La cuenca sedimentaria que se forma por delantede la falla al sur de Ribadesella está rellenada por

materiales desde pérmicos o triásicos hasta cuater-narios que forman una sucesión en forma de cuñaadelgazada hacia el norte y compartimentada porfallas directas, inversas y otras que han sufrido am-bos movimientos (Figs. 48 y 53). La potencia má-xima de la cuenca es de aproximadamente 7000 mde sedimentos bajo el Surco de Peñas debido sobretodo al gran desarrollo de la serie terciaria, que su-pera los 2000 m en el centro del surco. Bajo la pla-taforma marginal el espesor de la cuenca es deaproximadamente 6400 m de los que únicamente300 m corresponden a depósitos terciarios y cua-ternarios. Tanto en los perfiles comerciales comoen ESCIN-4 hay evidencias de los tres regímenestectónicos que se sucedieron en la evolución delmargen y que se detallan a continuación.

La etapa de rift.Las evidencias de la etapa distensi-va o de rift entre el Jurásico superior y el Cretácicoinferior no son muy numerosas, debido a la escasao nula reflectividad de los materiales por debajo delCretácico superior, que podrían registrar tal episo-dio. En este trabajo se han interpretado diversas fa-llas normales en el Banco Le Danois y en los bor-des del Surco de Peñas, además de la conocida alsur de Ribadesella que sufrió una inversión tectóni-ca parcial en el Terciario. Otras fallas similares hansido deducidas indirectamente, entre la línea decosta y el Surco de Peñas y en la transición entre lasplataformas continental y marginal, a partir de va-riaciones laterales de la potencia de las series sedi-mentarias sinrift, observadas en los perfiles sísmi-cos y sondeos en distancias relativamente cortas.

La falla directa más meridional se encuentra en tie-rra, al sur y oeste de Ribadesella (Fig. 43). Su tra-zado es rectilíneo y su plano de falla subvertical oligeramente inclinado al N pone en contacto rocaspaleozoicas con materiales jurásicos plegados con-tra el plano de falla que actuó como contrafuerte dela deformación. Este accidente, junto con la fallaque limita por el N la Cuenca de Oviedo-Cangasde Onís, debieron constituir una importante falladirecta ya que separa bloques donde el Mesozoicopresenta un desarrollo muy diferente. Al N, en laplataforma continental actual y la Cuenca de Gi-jón-Villaviciosa, se formó una importante cuencadonde el Mesozoico es bastante completo y sólo elCretácico inferior tiene una potencia entre 1500 y3100 m. En el bloque sur de la falla (Cuenca de


Tabla V. Velocidades en m s-1 de los materiales de la llanura abisaldel Golfo de Vizcaya.


Oviedo-Cangas de Onís) sólo se depositan materia-les del Cretácico superior con una potencia no su-perior a 150-280 m.

Ya en la plataforma, la falla inclinada al N que ele-va el bloque plegado al norte del Surco de Peñas(F4), tiene las características de una falla inversade alto ángulo vergente al sur (Figs. 48 y 52). Elaumento de potencia hacia el N de la serie sinrift(por debajo del Cretácico superior) que se apreciaen los perfiles a ambos lados de la falla, sugiereque dicha falla tuvo un movimiento directo duranteel rift y que el bloque norte constituyó el bloquehundido de la falla donde se depositaron mayorespotencias de materiales sinsedimentarios. La edadde este episodio distensivo debe ser Cretácico infe-rior o anterior, ya que es en los materiales de estaedad donde se detectan las mayores variaciones deespesor en dirección N-S, entre los sondeos, aun-que probablemente se inició en el Jurásico supe-rior. En el bloque sur de la falla, bajo el Surco dePeñas, la serie aumenta su espesor hacia la costa.

Sin embargo, la potencia del Cretácico inferior(aproximadamente 1500 m) en el sondeo cercano ala costa MC-K1, es muy inferior a la del sondeoMC-C2 (2473 m), por lo que se deduce la existen-cia de otra falla directa sinsedimentaria entre am-bos (F0 en la Fig. 52). Ésta se ha interpretado queemergería en superficie en el extremo sur de ES-CIN-4, coincidiendo con la zona donde el reflectordel límite basamento-cuenca se pierde hacia la cos-ta bajo el CDP 300.

Inmediatamente al N se encuentran tres fallas (F1,F2 y F3) en el borde S del Surco de Peñas, dos delas cuales confluyen en profundidad (Figs. 48 y52). Todas ellas muestran evidencias de haber su-frido una moderada inversión tectónica. Tienen unamorfología ligeramente curvada inclinándose haciael norte en su parte profunda y verticalizándose ha-cia arriba (F1) o incluso llegando a inclinarse al sur(F2 y F3). Teniendo en cuenta la variación lateralde su morfología observada en perfiles como elMCC-6 (Fig. 44, Anexo II) el movimiento actual


Figura 58. Modelo de sísmica de refracción/gran ángulo ESCIN-4 (según Fernández Viejo, 1997) paralelo al perfil de sísmica de reflexión pro-funda del mismo nombre.

-50

-40

-30

-20

-10

0

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220

1.555.8 5.6 3.0

4 3.55.9

6.1

6.2

6.35

6.35.7

6.4

6.66.7

6.85

6.85

7.2

6.95

6.9

8.1

7.97.8

7.7

ESCIN-4

S

Distancia (km)

NLínea de CostaZona Cantábrica Margen Noribérico

VELOCIDAD (km/s)2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0 8.5

Pro

fund

idad

(km

)


en superficie que se deduce para estas fallas es ge-ométricamente el de fallas subverticales o cabalga-mientos vergentes al N que ponen en contacto elCretácico con el Terciario. Sin embargo, estos mo-vimientos son efectos tardíos de la inversión tectó-nica que produjo rejuegos inversos de algunas fa-llas y en otros casos rotaciones del plano de fallavariando la polaridad de la superposición que ori-ginalmente sería la de una falla normal. Hemos in-terpretado estas estructuras como un sistema de fa-llas normales, en el que cabe incluir a F0, que ac-tuaron como tales durante el rift y en algunos casostuvieron un ligero rejuego normal al inicio del Ter-ciario. Aunque la imagen sísmica no es muy buena,las tres más septentrionales no parecen desplazarconsiderablemente al contacto cobertera-basamen-to, por lo que su juego directo debe ser limitado yla mayor parte de la extensión se debe producir porF0. Aunque F0 no es visible en superficie, su traza-do, que puede confluir en profundidad con el de lasotras, es subvertical o ligeramente inclinado al N,coincidiendo con las hipérbolas de difracción queocupan el extremo sur del perfil hasta 9 s (Fig.51a). Se trata por lo tanto de una falla o conjuntode fallas de importancia cortical que al menos atra-viesan toda la corteza hasta la parte superior de lacorteza inferior.

En la plataforma marginal, el sondeo MC-H1Xatravesó la serie Cretácica inferior más potente re-gistrada. Se hace necesario interpretar la existenciade una falla directa importante entre este sondeo yel MC-C2. Se ha deducido que se sitúa en el límiteentre la plataforma continental y la plataformamarginal, ya que en algunos perfiles se reconoceuna falla en esta posición o se pierde la reflectivi-dad. La falla directa más septentrional reconocida(perfil MC80-31D, Anexo II), llega a afectar al ba-samento en las inmediaciones del Banco Le Da-nois. En perfiles cercanos, sin embargo, el reflectorde la base sedimentaria no está fallado, sino queforma un alto con morfología anticlinal, que separados zonas con distintas potencias (Fig. 46). Este al-to constituye la terminación lateral de la falla ob-servada en el perfil MC80-31D.

La imagen sísmica del talud es mala, pero cabepensar que el espaciado entre las fallas normalespodría ser menor, separando semigrabensde menorlongitud siguiendo un patrón similar al del margen

conjugado armoricano (Fig. 34) donde las fallasconfluyen en un despegue basal (Derégnaucourt yBoillot, 1982; Barbier et al., 1986), que en cual-quier caso no se observa en los perfiles del margennoribérico.

La estructura final de la plataforma tras la etapa sin-rift sería la de una cuenca dividida en semigrabens,limitados por fallas subverticales o inclinadas alnorte con alto ángulo, entre las que se depositan losmateriales del Triásico y Jurásico al Cretácico infe-rior en cuñas que disminuyen su espesor hacia elnorte. Los perfiles no permiten determinar con de-talle si se trata de fallas planas o lístrica. Las másmeridionales atraviesan gran parte de la corteza, almenos hasta el techo de la corteza inferior reflectivadonde podría situarse una zona de cizalla dúctil.

La etapa postrift previa a la compresión terciaria.El proceso de rift concluyó en el momento en quecomenzó a formarse corteza oceánica en los fondosdel Golfo de Vizcaya. Los esfuerzos distensivosque separaban las placas Ibérica y Europea se con-centraron entonces en la dorsal oceánica del centrodel golfo, mientras los márgenes continentales per-manecieron estables y sometidos a subsidencia.Bajo este régimen se depositaron las series postriftdel Cretácico superior fosilizando las estructurasprevias. En la base de la serie postrift se puede in-cluir el intervalo Aptiense-Albiense, ya que en lossondeos no se observan variaciones significativasde potencia, que se mantiene entre 900 y 1000 m,excepto en el sondeo más oriental (Fig. 40). En di-versos perfiles sísmicos se han podido discriminardiscordancias entre reflectores pertenecientes a laparte alta del Cretácico inferior de edad aproxima-da en el límite Aptiense-Albiense. Discordanciassimilares y contemporáneas han sido descritas enotras zonas de la plataforma y relacionadas con elcese del rift. Registran el paso de una sedimenta-ción sintectónica condicionada por el basculamien-to de bloques y la actividad de fallas normales auna sedimentación postrift en condiciones establesa partir del Aptiense-Albiense.

La subsidencia generalizada que afecta a la cuencatiene un gradiente mayor hacia la costa que se tra-duce en el acuñamiento del Cretácico superior ha-cia el norte. Mientras que en el sur se han medidopotencias de 773 m de Cretácico superior (sondeoMC-C2), hacia el norte desaparece e incluso no es-



tá presente en el Banco Le Danois donde el Tercia-rio yace sobre el Cretácico inferior. La existenciade paleorrelieves y formas erosivas en el techo delCretácico en zonas cercanas a la actual línea decosta (Fig. 41) apunta a que al menos algunas zo-nas de plataforma experimentaron emersión y ero-sión entre el Cretácico superior y el Terciario. Laslitologías de las rocas cretácicas indican que elBanco Le Danois, la plataforma marginal asturianay la parte más externa de la plataforma continentalformarían parte del talud continental del primitivomargen Cretácico, mientras que una extensa plata-forma cretácica se extendería hacia el sur hasta laCuenca del Duero.

La compresión terciaria. A lo largo del Terciariotodo el margen noribérico y la Cordillera Cantábri-ca sufrieron una etapa de deformación bajo un ré-gimen compresivo, dentro del mismo contexto ge-otectónico que originó el levantamiento del edifi-cio alpino pirenaico. En los perfiles se han diferen-ciado tres secuencias terciarias, separadas por dis-cordancias a techo y muro (ver Tabla II). Las dossecuencias inferiores han sido atravesadas por elsondeo MC-C2, lo que ha permitido su datación.

– La secuencia más joven, TQ (Mioceno supe-rior-Cuaternario), recubre el fondo del mar enla plataforma marginal y es discordante sobrelas series inferiores. En su base se encuentrael reflector T2.

– La secuencia Tc2 (Oligoceno a Mioceno infe-rior) es generalmente discordante sobre Tc1con algunas concordancias locales separadaspor el reflector T1. En el Surco de Peñas la se-cuencia está dividida en dos subsecuenciasdiscordantes separadas por el reflector T12.

– Secuencia inferior Tc1 (Eoceno superior) ma-yoritariamente concordante sobre el Cretácicohacia el norte, aunque presenta varias discor-dancias sobre el flanco sur del Surco de Pe-ñas, a saber: i) onlap hacia el sur sobre elflanco sur del Surco de Peñas en la líneaMCC-6; ii) onlap hacia el sur sobre la pen-diente de la plataforma marginal en el perfilMC80-31D (Fig. 46). Esta discordancia es lo-cal ya que en los perfiles más occidentalesTc1 es concordante sobre el Cretácico en lamisma pendiente; y iii) en el extremo occi-

dental del pliegue A4, donde Tc1 se disponeen onlap, claramente sobre el flanco sur y notanto sobre el flanco norte, aunque en ambosflancos está basculado por la amplificacióndel mencionado pliegue (Fig. 45). Hacia eloeste la nucleación de este pliegue se produceclaramente con posterioridad al deposito de lasecuencia Tc1 que lo recubre concordante-mente (perfil MC80-31D, Fig. 46 y Anexo II).

Hacia el norte la secuencia Tc1 es concordante so-bre el Cretácico, o su discordancia es de bajo ángu-lo y se acuña hacia el Banco Le Danois, debido a lasubsidencia diferencial en el extremo sur por elefecto combinado del levantamiento de la zonacostera y la carga litostática de los sedimentos quese están depositando, provocando una flexión de lacorteza y el desarrollo de una zona relativamenteelevada hacia el Banco Le Danois. La secuencia essintectónica en relación con el inicio de la activi-dad tectónica alpina, aunque dicha actividad parecerestringida a la parte al sur del Surco de Peñas,donde también hay evidencias de actividad tectóni-ca en la Cuenca de Oviedo-Cangas de Onís. Mien-tras tanto, en el norte la sedimentación se produjoen un régimen de estabilidad tectónica.

La secuencia intermedia Tc2 yace en general dis-cordante sobre Tc1, de acuerdo con los datos delsondeo MC-C2 y como se observa también en elborde norte del Surco de Peñas en el perfil MCC-6(Anexo II y Fig. 44), donde la secuencia se acuñay los reflectores convergen hacia el N disminuyen-do su espesor. En el borde sur también se disponeen onlap sobre el techo del Cretácico superior(Maastrichtiense) y la separación entre los reflec-tores aumentan hacia tierra. En perfiles paralelosal anterior localizados más al este, el ángulo de ladiscordancia se hace mucho más bajo al sur de lafalla F1 y la secuencia es casi concordante hacia lacosta. En el sector al norte del surco, se ha obser-vado que este nivel terciario es generalmente dis-cordante sobre los materiales infrayacentes y losreflectores presenta geometrías que indican su ca-rácter sintectónico respecto de las estructurascompresivas terciarias que se están formando(pliegues y cabalgamientos), a las que finalmentefosiliza. La secuencia está constituida por depósi-tos de aguas someras indicando que toda la plata-




forma, hasta el Banco Le Danois, que conformabael primitivo talud Cretácico, experimentó un le-vantamiento asociado a la deformación en el trans-curso de la deformación terciaria.

La estructura más espectacular en la plataformacontinental es el Surco de Peñas. En esta zona seproduce una subsidencia y sedimentación de mate-riales en tres etapas. La primera durante el depósitode Tc1, que alcanza una potencia superior a 800 m,con el depocentro situado en la zona de máxima po-tencia actual del Terciario (MCC-6, Anexo II y Fig.44). Durante las dos etapas siguientes se deposita lasecuencia sinorogénica Tc2 dentro de la que se pue-den diferenciar dos subsecuencias discordantes se-paradas por el reflector T12. La potencia máxima ac-tual de Tc2 es de 1600 m, medidos en el centro delsurco, aunque el depocentro coetáneo con la sedi-mentación se encuentra desplazado ligeramente ha-cia la costa, aproximadamente entre las fallas F1 yF2. El surco se forma como consecuencia de losprimeros eventos compresivos Terciarios, acaecidosno sólo en la plataforma, sino en áreas que ocupanposiciones más meridionales. Las relaciones angu-lares de los reflectores permiten reconstruir la histo-ria de la deformación en el surco. Como ya hemosvisto, el onlapde Tc1 hacia el sur indica que su de-pósito es contemporáneo con un levantamiento pro-gresivo de la zona meridional. En el modelo pro-puesto (Fig. 48) se asume un levantamiento del blo-que entre la falla de la costa y la Cuenca deOviedo-Cangas de Onís donde también se está ini-ciando la actividad tectónica asociada a la compre-sión y se desarrolla una cuenca terciaria cuya basees del Eoceno medio-superior (González Regueraly Gómez de Llarena, 1926; Truyols y García Ra-mos, 1991). La falla F4 que limita el bloque plega-do por el sur muestra evidencias de haber sufridouna inversión tectónica, que se inicia en un momen-to indeterminado, durante el depósito de Tc1 (Fig.44). No sólo corta a Tc1 por un movimiento inversohacia el sur, sino que el régimen compresivo provo-ca la rotación de su plano hacia el N. Como conse-cuencia se generan los pliegues (A1 y A2) y la fallaconjugada F5 del bloque plegado, a la vez que partede Tc1 se erosiona en el bloque superior del cabal-gamiento, aportando sedimentos al propio surco,probablemente por procesos de deslizamiento porgravedad de los sedimentos no consolidados.

Durante el depósito de Tc2 el bloque plegado seeleva progresivamente, como indica la disposiciónen onlap de esta secuencia sobre el borde sur delsurco y el acuñamiento de los reflectores. No seproduce a la vez amplificación de los pliegues, yaque el reflector T1 no está plegado. Esta elevaciónestá relacionada con la formación del gran anticli-nal A3, entre el Surco de Peñas y la plataformamarginal; se produce por lo tanto por la rotaciónantihoraria del flanco sur de dicha estructura. A lavez, el surco subside por encontrarse entre dos blo-ques en elevación a lo que se debe sumar el efectode carga litostática de los sedimentos que se estándepositando. Los niveles inferiores de Tc2 se dis-ponen en onlapcontra el bloque sur del surco entrelas fallas F1 y F2. En este momento la falla F1 tie-ne un rejuego inverso muy pequeño acompañadode una rotación dextrógira de la parte superior desu plano de falla que también se produce en F2. Elbloque entre F1 y F2 actúa en este momento comolímite meridional de la cuenca. Sin embargo, losniveles superiores de Tc2 sobrepasan esta zona eincluso aumentan su espesor hacia el sur indicandoque la zona de máxima subsidencia migra en esadirección y los sedimentos se disponen en onlapprogresivamente en posiciones más meridionaleshasta el límite de la cuenca que se situaría en unazona indeterminada más próxima a la línea de cos-ta actual. Las fallas F2 y F3 no rejuegan, pero larotación de su plano de falla en dirección horariaproduce un pequeño pliegue del Cretácico y Tc1entre ambas. En el bloque plegado septentrional, senuclea una falla inversa vergente al norte desde elplano de falla de F4, siguiendo la discordanciaCretácico-Terciario. La falla genera un pequeñopliegue de propagación de falla que afecta a Tc1 yla base de Tc2. Fenómenos similares de nucleaciónde fallas con orientaciones diversas, generadas apartir de planos de fallas distensivas previas, fue-ron puesta en evidencia por McClay (1989) en mo-delos analógicos de arena sometidos a compresión.

En el extremo de la plataforma continental, en latransición a la plataforma marginal la única estruc-tura compresiva es el amplio anticlinal A3 (Fig.47), cuya charnela se observa en el mapa geológico(Fig. 43). Su génesis puede ser contemporánea conla inversión de la falla F4 del bloque plegado, perosu amplificación es coetánea con el depósito de



Tc2 ya que la rotación de su flanco sur es responsa-ble de la disposición en onlap de dicha secuenciasobre el bloque plegado al norte del surco. Esta es-tructura separa la zona septentrional donde la ver-gencia de las estructuras alpinas es hacia el centrodel Golfo de Vizcaya de la zona meridional dondelas estructuras son subverticales.

En la plataforma marginal y el Banco Le Danois sehan podido interpretar las dos secuencias terciariasantes citadas a las que habría que añadir la secuen-cia TQ (Mioceno superior-Cuaternario) más joven.La secuencia Tc1 tiene características diferentes alas que muestra en la plataforma continental ya queen esta zona su depósito es previo a la formaciónde todas las estructuras compresivas, con una ex-cepción que describiremos posteriormente. El de-pósito de la secuencia Tc2, al igual que en la plata-forma continental, es claramente coetáneo con lacompresión terciaria desarrollando discordanciassobre las estructuras a las que finalmente fosiliza.En este sector las estructuras compresivas predo-minantes son los cabalgamientos y pliegues. Todaslas estructuras se forman dentro del mismo ciclocompresivo y tienen una dirección entre N97°E yN104°E. Entre los pliegues hay ejemplos de: i)pliegues de propagación de falla asociados a loscabalgamientos; ii) pliegues formados por compre-sión de los materiales contra planos de falla queactúan como contrafuertes; y iii) pliegues cuya nu-cleación podría relacionarse con procesos de halo-cinesis y sufren una posterior amplificación y cre-cimiento lateral por compresión.

A este último tipo pertenece el pliegue A4. Comose ha visto en las descripciones de los perfiles, sumorfología es variable de E a O y en ocasionescompleja. En el extremo E aparece como un pe-queño anticlinal con alto ángulo entre flancos, pos-terior al depósito de la secuencia Tc1 y sintectóni-co con el depósito de Tc2 (Fig. 46), sin embargo,hacia el O el pliegue tiene mayores dimensiones ypresenta unas relaciones geométricas con la se-cuencia Tc1 que son excepcionales en esta zona.Dicha secuencia, previa a todas las estructurascompresivas del área, desarrolla sin embargo dis-cordancias en ambos flancos del pliegue. Además,en esta zona próxima a su terminación lateral occi-dental, en algunas secciones tiene una morfologíaen caja desarrollando dos charnelas anticlinales

(Figs. 45 y 51). La conclusión es que el pliegue A4se nuclea inicialmente en su extremo O, en un mo-mento en que la deformación compresiva aún noha llegado a afectar a la plataforma marginal de unmodo generalizado. Recordemos que es el únicopunto de la plataforma marginal estudiado dondeTc1 es sinorogénico. Posteriormente el pliegue seamplificó y creció lateralmente hacia el E durantela etapa compresiva. Su morfología nos ha llevadoa interpretar que su nucleación puede deberse aprocesos de halocinesis de los que hay registro enotros puntos cercanos del margen cantábrico.

Los cabalgamientos de la plataforma marginal tie-nen una extensión lateral considerable, cercana alos 20 km, poco desplazamiento y enraizan dentrode la serie mesozoica sin llegar a afectar al basa-mento. Tanto Cb1 como Cb2 tienen vergencia nor-te y desarrollan dos anticlinales de propagación defalla que separan cuencas sinsedimentarias que serellenan con depósitos (Tc2) que se disponen enonlap contra los flancos de los pliegues y final-mente los fosilizan. En el extremo oriental de lazona estudiada se desarrolla una importante cuencaentre el pliegue A4 y el anticlinal frontal de Cb2(A5) con una longitud de 18 km y continuidad ha-cia el este (Figs. 46 y 47). Esta cuenca se rellenacon un máximo de 700 m de sedimentos del Oligo-ceno-Mioceno inferior (Tc2) que se disponen enonlaphacia el norte y sur.

Otros cabalgamientos menores se desarrollan en latransición hacia el Banco Le Danois. Los plieguesmenores en dicha zona se han interpretado comopliegues de propagación de falla de cabalgamientosciegos de poca entidad enraizados en la parte bajadel Mesozoico, probablemente Jurásico, aunque nose excluye que se traten de pliegues despegados(Fig. 46 y Anexo II).

El tren de pliegues al sur del cabalgamiento Cb1(perfil MCH-10, Anexo II) se forman por bucklingde las capas del Terciario que forman un conjuntomulticapa plegado durante el mismo proceso de em-plazamiento del cabalgamiento Cb1. El más cercanoal cabalgamiento, es un pliegue de propagación defalla en el bloque superior del cabalgamiento.

Al igual que en otras zonas más meridionales de laplataforma, la inversión de los esfuerzos en lacuenca también afecta a la falla normal (CDP 300,perfil MC80-31D) que corta al basamento. El nue-


vo régimen compresivo produce el aplastamientode los materiales contra el plano de falla que actúacomo contrafuerte. Los materiales del bloque nortese pliegan contra la falla formando un anticlinalcon alto ángulo entre flancos, a la vez que ésta su-fre una rotación dextrógira.

Finalmente, la última secuencia TQ es de edadMioceno superior-Cuaternario, tapiza el fondo dela plataforma marginal y es discordante sobre lasseries inferiores. En diferentes puntos de la plata-forma marginal yace sobre las dos secuencias ter-ciarias inferiores y en las charnelas de algunos an-ticlinales lo hace sobre términos erosionados delCretácico superior. Se dispone en onlap sobre laspendientes del Banco Le Danois y la plataformamarginal indicando que dichas pendientes son an-teriores a su depósito y por lo tanto fueron forma-das durante la etapa compresiva. Fosiliza a todaslas estructuras previas, ya que corta charnelas depliegues y no está afectada por ninguna de las es-tructuras compresivas por lo que es postorogénica.

En la zona estudiada la deformación terciaria co-mienza por el límite septentrional con el levanta-miento durante el Eoceno superior del sector ac-tualmente en tierra, como registra la serie sedimen-taria de la Cuenca de Oviedo y la disposición delEoceno superior en el fondo del Surco de Peñas.La deformación se desplaza hacia el sur y duranteel Oligoceno-Mioceno inferior se invierten estruc-turas y se forman nuevas estructuras compresivasen la plataforma a la vez que prosigue el levanta-miento del extremo meridional de la zona. El cesede la deformación compresiva se produce en elMioceno inferior con el fin del depósito de Tc2 pe-ro continúa el levantamiento del Banco Le Danoispor el emplazamiento de los cabalgamientos en es-ta zona que se traduce en el basculamiento de todala serie sedimentaria hacia el sur.

Como se ha podido ver a lo largo de la descripcióne interpretación, todas las estructuras descritas enesta zona están genéticamente relacionadas conprocesos de distensión mesozoica y compresiónterciaria y no se ha encontrado ninguna estructuraque se pueda interpretar como de desgarre, estruc-turas que han sido citadas en la literatura de la zo-na. Tales accidentes deberían generar estructurasen flor o truncamientos laterales de reflectores queno se observan ni en los perfiles N-S ni en los E-O.

Tampoco hay evidencias de una estructuración enhorstsy grabensposteocena como la propuesta porMontadert et al. (1974) o Boillot et al. (1979). Encualquier caso, hay que tener en cuenta que este es-tudio se ha realizado en una banda reducida de te-rreno, por lo que la ausencia de tales estructuras noimplica que no se hayan formado en otras zonacercanas. Sí es cierto que hay una etapa deformati-va posterior, en relación a la que se forman los ca-ñones submarinos de Avilés, Llanes y Lastres enestrecha relación con fallas con un trazado muyrectilíneo que dejan profundas cicatrices sobre laplataforma y cortan al Terciario.

El talud

La reflectividad en el talud es bastante deficiente.En la sección sin migrar (Fig. 55) se distinguenunos reflectores paralelos a la pendiente que cu-bren su superficie. En la sección migrada (Figs. 51y 55), por debajo de los anteriores, destacan unosreflectores inclinados al N con un ángulo menorque la pendiente y entre ellos los reflectores C, D yE, por su mayor energía.

Tras la conversión a profundidad de la seccióntiempo (Fig. 52) todas las interfases del talud incli-nadas al norte invirtieron su buzamiento inclinán-dose hacia el sur con un ángulo subparalelo a la ba-se de la serie sedimentaria en el Banco Le Danois(C, D y E en la Fig. 51d). Su inclinación al N, en lasección tiempo, es un efecto de la fuerte variaciónlateral de la potencia de la columna de agua a lo lar-go del talud, que introduce un gran retardo en eltiempo de llegada, tanto mayor cuanto mayor es di-cha columna en la vertical de los reflectores. Se haninterpretado como un imbricado de cabalgamientosvergentes al N que afectan al basamento y la seriesedimentaria. Todos los cabalgamientos confluyenen el techo de la corteza inferior que está despegadade la corteza suprayacente. Los datos de Capdevilaet al. (1980) y el corte geológico del talud y BancoLe Danois (Fig. 32), en los que hay superposicióntectónica de basamento sobre el mesozoico, nos hanllevado a proponer un modelo análogo donde loscabalgamientos superponen el basamento sobre laserie mesozoica (Fig. 59). La imbricación de cabal-gamientos explica la formación de la fuerte pen-diente del talud actual, como consecuencia delacortamiento del paleotalud cretácico cuya estructu-



ra y pendiente era similar a la del margen conjuga-do armoricano, con una serie de bloques de basa-mento rotados y separados por fallas directas. Elprogresivo apilamiento de estos cabalgamientos,cuyo plano es subparalelo a la estratificación en elBanco Le Danois, y el acortamiento del margenprodujo el levantamiento del Banco Le Danois y laverticalización de los depósitos meso-terciarios. Noes posible establecer el desplazamiento de los ca-balgamientos por carecer de marcador alguno. Sepropone un modelo, de acuerdo con la modeliza-ción gravimétrica, en el que a lo largo del taludaflora el basamento y la mayor parte de los materia-les mesozoicos han sido erosionados de los bloquessuperiores de los cabalgamientos.

El emplazamiento de los cabalgamientos del taludes coetáneo con las estructuras compresivas de laplataforma y el basculamiento hacia el sur de la se-rie sedimentaria en el Banco Le Danois, ya que lossedimentos postorogénicos de la plataforma margi-nal son horizontales y discordantes sobre el Tercia-

rio sinorogénico. También son contemporáneoscon los cabalgamientos de la zona tectonizada.

Los reflectores paralelos al talud que yacen discor-dantes sobre los reflectores antes citados son mate-riales postectónicos (Mioceno superior-Cuaterna-rio) depositados en la pendiente fosilizando los ca-balgamientos (Fig. 55). Al pie del talud se observael desarrollo reciente de un pequeño glacis, que sedeposita discordantemente sobre el fondo del mar,debido a la caída por gravedad de materiales del ta-lud, o incluso de la plataforma. La caída puedeproducirse por simple inestabilidad de los materia-les en un talud con fuerte pendiente o por inestabi-lidades inducidas por eventos como terremotos.

La llanura abisal: interpretación, edad de los ma-teriales y cinemática de los cabalgamientos de lazona tectonizada

Como ya se ha dicho, los sedimentos depositadosal pie del talud a lo largo del margen noribérico es-


20 km

a

b

0

10

20

0

10

20

prof

undi

dad

(km

)pr

ofun

dida

d (k

m)

Zona tectonizada

Terciario

Cretácico superiorMesozoicoindiferenciadoCorteza media

Corteza inferior

Manto

S N

S NBancoLe Danois

Figura 59. a) Reconstrucción idealizada de la estructura del talud durante el Cretácico superior antes del episodio tectónico de compresión alpi-no, basado en la estructura del margen conjugado armoricano. b) Corte geológico idealizado del talud actual.


tán deformados, constituyendo lo que diferentesautores han interpretado como un prisma de acre-ción asociado a la subducción de corteza oceánicabajo el talud noribérico (Apartado 3.1) y que en es-te trabajo hemos denominado zona tectonizada. Enel perfil ESCIN-4 el área afectada por la deforma-ción tiene una extensión máxima de 54 km aunquela mayor deformación se concentra en los primeros42 km donde los sedimentos están involucrados enla zona tectonizada. La estructura interna de la zo-na tectonizada es compleja y difícil de interpretar,debido a la disposición caótica de los reflectores.Sin embargo, en base a los reflectores que se pue-den diferenciar en la zona tectonizada y la geome-tría de los sedimentos que lo recubren, se han podi-do interpretar una serie de cabalgamientos que for-man un imbricado, responsables de la deformación,que parecen converger en profundidad en una su-perficie que no se identifica en el perfil y supone laprolongación de la superficie de despegue de loscabalgamientos interpretados en el talud. Los datosgravimétricos que se describen en el Apartado 6 in-dican que estos cabalgamientos involucran no sóloa la sucesión sedimentaria, sino al basamento en elcual estaría enraizada la superficie de despegue.

Se ha dividido la serie sedimentaria en tres paque-tes de sedimentos pre, sin y postectónicos en rela-ción a la deformación del margen noribérico (Fig.56b). Ante la ausencia de datos cronológicos cerca-nos, se han atribuido las edades en base a correla-ciones obtenidas para otras zonas de la llanura abi-sal y del prisma o zona tectonizada (Laughton etal., 1972; Álvarez-Marrón et al., 1997a)y a la edadde la deformación conocida de las estructuras de laplataforma cantábrica.

La topografía de la superficie de la zona tectoniza-da es compleja en comparación con la que tiene ensu parte occidental, como se ve en la Figura 37a,donde es casi plana. En el extremo sur los reflec-tores de la zona tectonizada forman un antiforme(P1) bajo el CDP 7500, limitado superiormente poruna superficie erosiva y hacia el norte por un ca-balgamiento (C4) que constituye un primer frentede deformación, recubierto por los sedimentos pos-teriores al reflector 4, que fosilizan su movimientoy el de los cabalgamientos situados más al sur.Otro frente de deformación se encuentra bajo elCDP 9400 donde un cabalgamiento ciego produce

un anticlinal frontal (P5) muy abierto con un altoángulo entre flancos de 164°. Ambos anticlinaleslimitan una cuenca sinsedimentaria asimétrica,acuñada hacia el N, de unos 16 km de longitud en-tre los CDP 7600 y 9300 (Fig. 56d). El frente dedeformación más septentrional de la zona tectoni-zada se encuentra 13,5 km por delante (CDP10300) y lo constituye una pequeña falla inversa(C8) de poco desplazamiento, vergente al N, queúnicamente corta los niveles inferiores de la seriesedimentaria y produce un pliegue monoclinal (P4)con dos abanicos de capas en la dirección de avan-ce de los cabalgamientos a 8,1 y 8,3 s, por encimadel reflector 4.

La evolución temporal de la deformación en la zo-na tectonizada y la secuencia de emplazamiento delos cabalgamientos se ha podido establecer en baseal estudio detallado de la geometría de los reflec-tores que lo recubren (Fig. 60).

Los sedimentos entre los niveles 8 y 9 mantienensu espesor casi constante, al contrario de lo queocurre con la serie sedimentaria sintectónica en laque aumenta hacia el sur. Esto indica que su depó-sito se ha producido en relación a un proceso tec-tónico diferente por lo que se les considera pretec-tónicos y se les atribuye una edad Cretácico supe-rior a Terciario inferior ya que se han depositadosobre un basamento relacionado con la oceaniza-ción del Golfo.

Los sedimentos entre los niveles 2 y 8 constituyenla serie sedimentaria sintectónica cuyo deposito,morfología y estructura están controladas por latectónica de la zona tectonizada e incluso parte delos sedimentos están involucrados dentro del mis-mo. Los materiales que forman este paquete, pro-ceden de la erosión de las láminas del imbricadoque se está emplazando en este momento en el ta-lud, así como de la erosión de las propias láminasde la zona tectonizada. La edad de estos materiales,de acuerdo con los datos de la edad de la deforma-ción en la plataforma y la llanura abisal es Eocenohasta Mioceno inferior. Este paquete se ha divididoen 4 secuencias de acuerdo con la definición de se-cuencia de Mitchum y Vail (1977) como “Unidadestratigráfica compuesta de una sucesión relativa-mente concordante de estratos genéticamente rela-cionados, limitados a techo y muro por discordan-cias o sus concordancias correlativas”. Las secuen-



cias están limitadas por los reflectores 2, 3, 5, 6 y 8que son superficies erosivas o sobre las que se dis-ponen en onlap las secuencias superiores.

La secuencia entre los reflectores 6 y 8 aumenta suespesor hacia el sur lo que indica la existencia deuna subsidencia diferencial, mayor en esa direc-ción, como respuesta a la carga litostática produci-da por el emplazamiento de los primeros cabalga-mientos. Los cabalgamientos activos en estos pri-meros estadios deben estar emplazándose cerca deltalud, pero no se puede establecer si es alguno delos que se han interpretado o si actualmente care-cen de imagen sísmica por haber sido obliteradapor la deformación posterior. Tampoco se puedeconocer la extensión de estos depósitos hacia elsur, ya que están asimilados y deformados dentrode la zona tectonizada y su imagen sísmica se pier-de al sur del CDP 9200. Posiblemente llegaríanhasta el frente de deformación en el momento desu depósito, al pie del talud actual.

La secuencia entre los reflectores 5 y 6 rellena unapequeña subcuenca formada entre los CDP 7900 y

8750 por delante del cabalgamiento C4. Esta pe-queña cuenca es asimétrica y subsidente en las par-tes proximales, en contraste con la baja subsidenciade las zonas distales al norte del umbral del CDP8700 (8,4 s), desde donde mantiene su espesor casiconstante. La subsidencia cerca del frente de C4puede deberse a una alta velocidad de emplaza-miento de este cabalgamiento, que produciría unacarga litostática. La presencia de una discordanciaprogresiva en el flanco sur del umbral, sobre P2,indica que simultáneamente al emplazamiento deC4 se produce un inicio en la actividad de C6 conla generación del antiformal P2 asociado. El cabal-gamiento C5 tuvo un primer movimiento antes deldepósito del reflector 5 ya que este reflector repre-senta una superficie de erosión sobre la zona decharnela del antiformal frontal asociado (P3). Estereflector fosiliza el movimiento de C4.

La secuencia entre los reflectores 3 y 5es asimé-trica con el depocentro situado al sur sobre el ca-balgamiento C4 al que fosiliza. El reflector de labase de la secuencia está basculado al N sobre C4y es discordante bajo el reflector 4 que a su veztambién está basculado al norte. Esto indica queesta parte de la zona tectonizada sufrió una rota-ción continuada entre el depósito de 5 y 3, que fi-nalmente fosiliza este movimiento. Durante el de-pósito de esta secuencia se produce una ligeraamplificación del pliegue P3 ya que los reflec-tores inferiores de la secuencia están plegados,con un ángulo entre flancos progresivamente ma-yor hacia arriba, hasta que el techo de la secuen-cia fosiliza definitivamente el pliegue (Fig. 57).El cabalgamiento C6 aún tuvo algún rejuego du-rante el depósito de esta secuencia ya que bajo elCDP 8700 se observa una discordancia dentro dela secuencia, siendo el reflector 4 erosivo sobrelos niveles inferiores a la vez que fosiliza el mo-vimiento de dicho cabalgamiento. Desde la zonadel umbral hacia el norte la secuencia tiene un es-pesor constante indicativo de que no está afectadapor ningún evento de deformación. Tan sólo cabereseñar un pequeño abanico de capas sobre el re-flector 4 bajo el CDP 10400 debido a un primermovimiento de la falla inversa C8 que comienza aplegar (P4) a las secuencias inferiores. El movi-miento del cabalgamiento es episódico ya que sedetiene en el momento del depósito del techo de


C1-C3 C4 C5 C6 C7 C8

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

?

cabalgamiento

refle

ctor

Figura 60. Periodo de tiempo de actividad de los cabalgamientos de lazona tectonizada respecto de los reflectores interpretados en la Figura 56.



la secuencia y como veremos, tiene un rejuegodurante el depósito de la secuencia superior.

La secuencia superior, limitada por los reflectores 2y 3, representa la última etapa de la sedimentaciónsintectónica y refleja la migración hacia adelante dela deformación en la zona tectonizada siguiendo unasecuencia hacia delante (forward) de emplazamien-to. Su potencia es de 0,4 s en la parte meridional ycasi el doble en la parte septentrional al norte de C7donde los sedimentos se acuñan tanto hacia el nortecomo hacia el sur, evidenciando que este sector de lazona tectonizada sigue sufriendo una subsidencia di-ferencial. La parte más meridional de la zona tecto-nizada, completamente inactiva durante el depositode esta secuencia, se dispone horizontal y en onlapsobre la superficie de erosión de la zona tectonizada.Esta secuencia refleja el emplazamiento final de C8que produce una discordancia progresiva en la basepor la amplificación del pliegue P4 generado en laetapa anterior. Simultáneamente se produce el em-plazamiento del cabalgamiento ciego C7 que generaun amplio anticlinal (P5) de unos 5 km de longitud yalto ángulo entre flancos (bajo el CDP 9300), quepliega a las secuencias anteriores. Las secuenciasentre los reflectores 3 y 6 se pliegan formando lacharnela anticlinal sin que el cabalgamiento las lle-gue a atravesar. El desarrollo del pliegue genera unabanico de capas en la base de la secuencia, en elflanco N bajo el CDP 9600 (7,9 s). Los sedimentosposteriores se disponen en onlap sobre ambos flan-cos aunque estos sedimentos están basculados lige-ramente ya que el pliegue tuvo una ligera amplifica-ción posterior. Estos son los últimos eventos de de-formación registrados por la sucesión sedimentariaen la zona tectonizada.

La secuencia superior, a partir del reflector 2, espostectónica y su edad sería Mioceno superior aCuaternario. Los sedimentos son horizontales y pa-ralelos lo que indica que su depósito es posterior ala actividad tectónica. Únicamente los niveles in-mediatamente por encima del pliegue P1 que dibu-ja la superficie de erosión de la zona tectonizadatienen una ligera curvatura paralela a dicha superfi-cie, que puede deberse a una pequeña actividadtectónica, en todo caso posterior al paroxismo tec-tónico, o a efectos de compactación diferencial.

Con todos los datos anteriores se ha podido deter-minar que los cabalgamientos siguen una secuencia

de emplazamiento hacia delante como se ve en laFigura 60 donde se indica el intervalo de tiempo deemplazamiento de cada cabalgamiento relativo aldepósito de los reflectores 1 a 9.

La estructura profunda

El perfil ESCIN-4 aporta datos interesantes sobrela estructura profunda de la corteza, entendida éstacomo la estructura por debajo de las cuencas sedi-mentarias.

Los reflectores bajo la cobertera sedimentaria tie-nen un trazado paralelo a los de su base y continúanen profundidad las principales estructuras, como lagran antiforma entre el Surco de Peñas y la plata-forma marginal asturiana. El origen de la reflectivi-dad, inicialmente subhorizontal y paralela, es por lotanto anterior a la compresión terciaria que afectó ala zona y heredada de la etapa de extensión meso-zoica. La causa de la reflectividad puede ser la ali-neación de minerales y cuerpos geológicos estira-dos por la extensión (discusión en Apartado 1.2).

La compresión terciaria afectó tanto a las cuencassedimentarias, donde provocó: la inversión tectóni-ca de estructuras previas y la formación de plie-gues y cabalgamientos, como a niveles corticalesmás profundos. La corteza por debajo de la cuencasedimentaria está deformada solidariamente conella, dibujando los mismos pliegues mayores que laafectan. La corteza media también está plegada so-lidariamente con la cobertera, bajo la antiformaA4, pudiendo tratarse de un pliegue despegado anivel de la superficie de contacto entre las cortezasmedia e inferior reflectiva. En el talud se emplazanunos cabalgamientos que afectan a la corteza me-dia adelgazada, produciendo su engrosamiento eincluso la hacen aflorar en superficie.

En ESCIN-4 hay un incremento muy brusco de lareflectividad bajo el Surco de Peñas (banda H) a 19km (8 s), seguido de un brusco descenso de la mis-ma a 27,5 km (11 s) en la base de la corteza, cons-tituyendo una Moho muy marcada. En la introduc-ción ya se ha discutido sobre el posible origen deeste incremento de reflectividad, que es caracterís-tico de cortezas que han sufrido extensión. La cor-teza inferior reflectiva es más evidente en el expe-rimento de reflexión de la Figura 54b, en el que labase de la banda reflectiva o base de la corteza


(Moho) asciende desde 30 km en las inmediacio-nes de la costa hasta 22 km bajo el talud. Esta dis-posición de la base de la corteza es consistentetambién con la obtenida mediante los experimentosde sísmica de refracción paralelos a ESCIN-4(Figs. 54c y 58). Cabe destacar que tanto la basecomo el techo de la corteza reflectiva son práctica-mente planas y no están afectadas por los plieguesque deforman la corteza por encima. Se apoya asíla existencia de un despegue entre la corteza reflec-tiva profunda y la corteza situada por encima.

Poco se puede decir al respecto de la corteza bajola llanura abisal ya que en ESCIN-4 las posiblesreflexiones de su base (Moho) están obliteradaspor un fuerte múltiplo del fondo del mar. En el mo-delo propuesto, basado en los experimentos de re-fracción, la corteza tiene un espesor entre 5 y 7 kmy su base asciende desde 22 km de profundidad ba-jo el talud, hasta 13 km en el extremo norte conuna inclinación de 5°-6° hacia el sur. Respecto a sunaturaleza, si consideramos el diagrama estructuraldel Golfo de Vizcaya (Fig. 35) de Derégnaucourt yBoillot (1982) en la transversal a 5° de longitud seencuentra prácticamente el punto triple entre lacorteza oceánica y la corteza continental adelgaza-da o normal de las placas Ibérica y Europea. Aloeste de dicha longitud el basamento al pie del ta-lud es de naturaleza oceánica, mientras que al estees de tipo continental de transición. La disposiciónde las anomalías magnéticas de los fondos oceáni-cos, que no se extienden hacia el este más allá delCabo Peñas (Fig. 35), también corroboran que enla zona estudiada la corteza al pie del talud debeser una corteza continental de transición muyfuertemente estirada e intruida. Es por lo tanto unacorteza de características intermedias entre unacorteza continental y una corteza oceánica propia-mente dichas, situada en una posición muy cercanaal eje del rift y de la zona de inicio de creación decorteza oceánica.

3.5. Síntesis y discusión

A lo largo del apartado se han reconocido e inter-pretado estructuras relacionadas con las sucesivasetapas de deformación que han conferido al mar-gen noribérico su actual morfología y estructura.Las estructuras desarrolladas durante los estadios

de deformación compresiva terciarios son las quelo diferencian del margen armoricano, que consti-tuye su margen conjugado y permaneció establedesde su individualización en el Cretácico.

La impronta de la etapa de extensión cortical, quese extendió desde el Pérmico o Triásico hasta elCretácico inferior, registrada en los perfiles de sís-mica de reflexión es casi nula, debido a la pobreimagen sísmica de los materiales por debajo delCretácico superior. Algunas estructuras afloran entierra, como la falla directa al sur de Ribadesellaque pone en contacto el Jurásico y el Carbonífero,o han sido deducidas por métodos indirectos, comovariaciones de espesor de series contemporáneasentre sondeos próximos.

En el margen noribérico se formó una gran cuencaasimétrica adelgazada hacia el norte, debido a la ex-tensión cortical. En el modelo de cuenca propuestopara finales del Cretácico (Fig. 59a), basado en elmodelo del margen conjugado armoricano, las fallasse han interpretado como planas o ligeramente cur-vadas y limitan bloques corticales kilométricos bas-culados. Entre estas fallas y sobre los bloques bascu-lados se depositaron los materiales del¿Pérmico?-Triásico al Cretácico inferior. El bordemeridional de la cuenca lo constituye la falla al surde Ribadesella, en cuyo bloque elevado el registrodel Mesozoico se reduce a los niveles del Cretácicosuperior de la cuenca de Oviedo-Cangas de Onís, cu-yo espesor no excede de unos centenares de metros.Las subcuencas son también asimétricas y su evolu-ción está controlada por fallas directas, orientadasaproximadamente N120°E, que hunden los bloquesseptentrionales. La falla del borde de la cuenca es laque experimenta el mayor desplazamiento entre blo-ques, superior a 3000 m, si tenemos en cuenta losmás de 3000 m de relleno Mesozoico atravesado porel sondeo MC-K1, unos 7 km al norte de la misma(Fig. 40). El resto de las fallas normales han tenidodesplazamientos relativos de los bloques de menorentidad, ya que las variaciones de espesor entre lassucesivas subcuencas no superan los 1000 m.

En los perfiles sísmicos estudiados no se han ob-servado fallas laterales o de transferencia que sepa-ren lateralmente las cuencas, aunque se han detec-tado variaciones de espesor de las series sedimen-tarias involucradas en dirección E-O que apuntan asu existencia con una dirección aproximada N-S.



En el borde norte del Banco Le Danois, el hundi-miento del bloque inferior excedió al aporte de se-dimentos necesario para compensarlo y el basamen-to llegó a exhumarse y erosionarse en los bloqueselevados, como atestigua la existencia de cantos derocas de origen cortical profundo en un conglome-rado del Cretácico inferior muestreado en el talud.La existencia de tales rocas, como charnockitas ygranulitas del Proterozoico inferior-medio, en nive-les tan someros como para que fueran colocados ensuperficie en el bloque superior de una falla normal,se debe al fuerte estiramiento y adelgazamiento alque se vio sometida la corteza en esta zona, situadaprácticamente en el eje del rift, donde finalmente sellegó a desarrollar una dorsal oceánica.

Con el inicio de la acreción de corteza oceánica yla formación de una dorsal oceánica en elAptiense-Albiense, el margen atravesó una etapade estabilidad tectónica durante el Cretácico supe-rior. La discordancia entre los materiales postrift ylos sinrift ha sido descrita en diversos segmentosdel margen (Le Pichon et al., 1971; Montadert etal., 1979). En la zona estudiada únicamente se hapodido reconocer puntualmente una discordanciapor debajo del Cretácico superior en algunos perfi-les (MCH-29 y MC80-31D), que en el sondeoMC-H1X se ha datado aproximadamente de edadAptiense-Albiense. Los depósitos del Cretácico su-perior se adelgazan hacia el norte ya que la subsi-dencia de la cuenca es mayor hacia el sur. Mientrasque en las zonas próximas al borde sur se llegan adepositar hasta 800 m de Cretácico superior, queno está presente en el Banco Le Danois. Es posibleque a lo largo de este periodo alguna de las fallasaún tuviera algún movimiento de falla directa, aun-que de escasa importancia. A partir de muestras re-cogidas de los fondos (Malod y Boillot, 1980; Boi-llot y Malod, 1988) y los datos de los sondeos sepuede deducir que la actual plataforma continentalhasta el Banco Le Danois constituía una cuenca re-lativamente somera durante el Jurásico. Sin embar-go, a partir del Cretácico inferior las condicionesneríticas se restringen a la zona más cercana a la lí-nea de costa actual, mientras que el resto de lacuenca evoluciona a condiciones pelágicas, for-mando parte de un extenso talud Cretácico, cuyamorfología no debía diferir mucho de la actual deltalud del margen conjugado armoricano (Fig. 59).

Al final del Cretácico e inicio del Terciario la Pla-ca Africana varió el sentido de su desplazamientoy anexionó a la Placa Ibérica en su desplazamien-to hacia el NO. Esto produjo la modificación delrégimen de esfuerzos y el margen noribérico pasóde ser un margen estable, en un contexto geotec-tónico distensivo, a ser un margen sometido acompresión y acortamiento. La compresión, res-ponsable del levantamiento de los Pirineos en eleste por la colisión de Iberia con Eurasia, provocóel cierre parcial del Golfo de Vizcaya y el despla-zamiento del límite de placa de la dorsal oceánicaal pie del talud donde se desarrolla una zona dedeformación que algunos autores definen comode subducción. Las estructuras relacionadas conla compresión son subverticales en la plataformacontinental y vergentes al N en el talud y el Ban-co Le Danois.

La deformación terciaria del margen comenzó en elEoceno superior al sur del Surco de Peñas por lainversión tectónica de fallas extensionales Meso-zoicas como por ejemplo la que limita la Cuencade Oviedo-Cangas de Onís por el norte (Eocenomedio-superior). La secuencia de esta edad de laplataforma se deposita en discordancia sobre elflanco meridional del Surco de Peñas, que se esta-ba elevando, mientras que el resto de la plataformapermaneció estable.

La generalización de la deformación al resto delmargen ocurrió entre el Oligoceno y Mioceno infe-rior. El Surco de Peñas se rellenó de materiales deesta edad discordantes sobre ambos flancos quecontinuaban elevándose por la inversión parcial delas fallas previas, que ocasionalmente rotaron suplano de falla, y el desarrollo de pliegues entre fa-llas conjugadas, en el caso del flanco septentrional.En la plataforma marginal y el Banco Le Danois seemplazaron al NNE diversos cabalgamientos, en-raizados dentro de la serie sedimentaria. Estos ca-balgamientos desarrollaron pliegues frontales ycuencas sinsedimentarias frontales. Los últimosmateriales que rellenaron estas cuencas terminaronrecubriendo discordantemente y fosilizando a loscabalgamientos. La dirección tanto de los cabalga-mientos, como de los pliegues es aproximadamenteN110°E, similar a la de las estructuras distensivasmesozoicas, que parecen controlar el desarrollo delas estructuras posteriores.



De esta edad es también el imbricado de cabalga-mientos vergentes al norte que se desarrollaron en eltalud y al pie del mismo. Su desarrollo compensó lamayor parte del acortamiento del margen, a la vezque se acortaba el paleotalud cretácico, se verticali-zaba su pendiente y se levantaba el Banco Le Da-nois. Estos cabalgamientos afectan al basamento yal menos el cabalgamiento superior, observado en elBanco Le Danois, tiene en su base cuarcitas paleo-zoicas que constituyen el basamento en esa zona. Elbasamento bajo el Banco Le Danois también estáconstituido por una corteza proterozoica de origenbastante profundo afectada por la extensión meso-zoica. La imagen sísmica del talud impide conocerel desplazamiento real de los cabalgamientos queemergen en superficie a lo largo de su pendiente, porlo que es imposible evaluar el acortamiento asocia-do a los mismos. Los cabalgamientos desarrolladosal pie del talud o zona tectonizada, que numerososautores han interpretado como un prisma de acre-ción, tienen una secuencia de emplazamiento haciaadelante y confluyen en el mismo despegue basal enel que lo hacen los cabalgamientos del talud, en eltecho de la corteza inferior. La modelización gravi-métrica presentada en el Apartado 6, ha permitidodeducir qué fragmentos del basamento han sido in-troducidos dentro de la zona tectonizada por los ca-balgamientos. La zona tectonizada está fosilizadapor sedimentos post-Miocenos que datan el fin delpico de deformación del margen. Los efectos de lacompresión terciaria, por lo tanto, son:

– Inversión tectónica de fallas normales meso-zoicas y desarrollo de pliegues.

– Levantamiento y acortamiento de la cuencameso-terciaria y acortamiento y verticaliza-ción del talud continental donde se emplazaun imbricado de cabalgamientos que conflu-yen en un despegue basal sobre la corteza in-ferior (Fig. 59).

– Deformación al pie del talud consistente enpliegues y cabalgamientos con una secuenciade emplazamiento hacia adelante, que conflu-yen en una superficie de despegue basal.

A partir del Mioceno superior no hay evidencias dedeformación importante en la plataforma y actual-mente el margen es relativamente estable ya que la

Placa Ibérica se mueve hacia el NE solidariamentecon la Placa Europea (Larson et al., 1997) frente almovimiento hacia el NO y opuesto al de la placaEuropea que dominó en el Terciario. En este perio-do se forman los grandes cañones (Llanes, Lastres,Avilés) que cortan el talud y es posible que existanpequeños movimientos de reajuste de fallas, perose escapan del ámbito de este estudio. Los materia-les de esta edad hasta el Cuaternario se depositanen la plataforma marginal en onlap sobre las pen-dientes de la plataforma continental y del Banco LeDanois. También recubren el talud con una inclina-ción igual a la de la pendiente formando un peque-ño depósito de pie de talud en su base.

4. ESTRUCTURA PROFUNDA DE LA COR-DILLERA CANTÁBRICA: EL PERFIL ES -CIN-2

El perfil de sísmica de reflexión profundaESCIN-2 fue el segundo experimento llevado a ca-bo en tierra dentro del proyecto ESCIN en el NOde la Península Ibérica. Su trazado N-S fue diseña-do para obtener una imagen de la estructura corti-cal de la Cordillera Cantábrica, su transición a laCuenca del Duero y registrar la impronta a escalacortical de la deformación alpina sobre una cortezaque había sufrido un ciclo orogénico previo entiempos hercínicos. Este perfil, junto con el perfilmarino de sísmica de reflexión ESCIN-4 y diver-sos experimentos de sísmica de refracción y refle-xión de gran ángulo realizados en la zona con di-rección N-S, pretendían aportar nuevos datos sobrela estructura posthercínica de la Cordillera Cantá-brica que era poco conocida en comparación con elalto grado de conocimiento alcanzado sobre su es-tructura e historia hercínicas. Los nuevos datos ge-ológicos obtenidos recientemente de esta zona yotras limítrofes (Alonso et al., 1994, 1996; Espinaet al., 1996; Espina, 1997; Marín, 1997), junto conel estudio de la línea ESCIN-2 de Pulgar et al.(1996, 1997), los datos de sísmica de refracción enuna línea paralela a ESCIN-2 (Fernández-Viejo,1997; Gallart et al., 1997; Fernández-Viejo et al.,1998, 2000) y los datos aportados en este estudio,permiten evaluar la verdadera magnitud de la de-formación alpina en este sector de la cordillera yde la Cuenca del Duero.



El trazado N-S de la línea sísmica es perpendiculara las estructuras hercínicas en esta zona de la cor-dillera y paralela a la dirección de máxima compre-sión alpina. En su parte septentrional discurre porel extremo SE de la Zona Cantábrica, atravesandovarias unidades variscas, en la parte media cortalos materiales mesozoicos del borde de la Cuencadel Duero y en su extremo meridional atraviesa losmateriales terciarios de la cuenca (Fig. 61). La es-tructura superficial de la Cuenca del Duero y suborde septentrional serán tratados más ampliamen-te en el apartado siguiente, mediante el estudio deperfiles de sísmica de reflexión convencional. Elperfil ESCIN-2 complementa en profundidad losdatos de la sísmica convencional y los geológicos.En este apartado se presta especial atención a la es-tructura más profunda de la corteza, no deduciblede los datos someros, y en especial a la posición ymorfología de la Moho entre la corteza y el manto.

4.1. El perfil de sísmica de reflexión profundaESCIN-2

La geología del entorno del perfil ESCIN-2

Los materiales y las principales estructuras geológi-cas atravesadas por el perfil ESCIN-2 pueden verseen la Figura 61. En el norte, el perfil discurre sobrerocas paleozoicas de las regiones del Pisuerga-Ca-rrión y Pliegues y Mantos, según la división clásicaen regiones de la Zona Cantábrica de Julivert(1971). Se trata por lo tanto de un área dentro de laszonas más externas de la Cordillera Varisca en elNO de la Península Ibérica, donde la deformaciónes de tipo epitelial (thin-skinned), se forman cabal-gamientos y pliegues asociados y el metamorfismoestá muy poco o nada desarrollado. Las rocas de launidad del Pisuerga Carrión abarcan el intervalo detiempo entre el Silúrico y el Carbonífero. La seriesilúrica y devónica está formada por pizarras y are-niscas, mientras que la serie del Devónico al Carbo-nífero inferior incluye calizas, margas, pizarras, are-niscas y lutitas negras. La potencia de toda la seriees de unos 1500 m y está afectada por una serie decabalgamientos y pliegues asociados, con una di-rección O-E a NO-SE. Los sedimentos sinorogéni-cos posteriores al Westfaliense B, esencialmenteconglomerados silíceos y series turbidíticas, sonmuy abundantes y discordantes sobre los cabalga-

mientos y pliegues antes mencionados. Una genera-ción de pliegues más jóvenes, con la misma direc-ción que los anteriores, producen la amplificaciónde los pliegues previos, afectando también a losmateriales carboníferos sinorogénicos discordantes.Ejemplos de estos pliegues son los sinclinales delCuravacas y de la Liébana en el límite septentrional(Rodríguez Fernández, 1994).

El límite con la Región de Pliegues y Mantos, in-mediatamente al sur, lo constituye la falla de Rues-ga, denominada falla de Ubierna más hacia eloriente, que es la continuación occidental de la fa-lla de Becerril, sobre la que se tratará en el próxi-mo apartado. Esta falla tuvo un juego directo en elMesozoico y luego fue invertida por la compresiónalpina N-S (Espina et al., 1996). En el extremo me-ridional de la zona del Pisuerga-Carrión se encuen-tra el Corredor de Triollo que es uno de los domi-nios geológicos definidos por Marín (1997), juntocon el área de San Martín-Ventanilla y el Domo deValsurbio; estos dos últimos pertenecen a la Re-gión de Pliegues y Mantos. En esa zona afloranmateriales detríticos y carbonados de edades com-prendidas entre el Devónico y el Estefaniense, in-cluyendo carboníferos pre y sinorogénico. Lasprincipales estructuras hercínicas de los dos prime-ros dominios (Corredor de Triollo y SanMartín-Ventanilla) son dos generaciones de cabal-gamientos vergentes al NE y al NO respectivamen-te. La primera forma un sistema imbricado, que in-volucra a niveles únicamente carboníferos y tieneel despegue basal en la formación carbonífera Al-ba, mientras que la segunda afecta a niveles infra-carboníferos y corta a la primera generación. Sobrelas rampas cabalgantes de la segunda generación seforman pliegues apretados, vergentes al S.

Una estructura importante es la falla de Cotolornoque tiene un trazado NO-SE. Para Marín (1997)puede interpretarse como un cabalgamiento variscode segunda generación o como un retrocabalga-miento alpino emplazado al NE y rotado posterior-mente. Previamente esta falla era considerada elextremo sur de la falla de Ventaniella, cuyo trazadopuede seguirse desde las inmediaciones de Aviléshasta el frente del Duero (Lobato, 1977 y Rodrí-guez Fernández et al., 1985).

La estructura general del Domo de Valsurbio en elfrente meridional de la Cordillera consiste en un




80

45

70 25

28

59

10

75

20

1558

53

20 40

64

357460 30

30

6525

38

59

70

60

8530

20

75

7080

52

60

15

518681

75

70

65

62

70

6070

60

30

8060

40

70

50

30

45

60

20

46

60

80

50

75

40

8058

40

6070

40

70

75

45

70

2084

70

20

50

60

60

40

20

70

60

60

70

50

45

50

15

70

53

50

23

36

48

50

70

50

▲▲▲

▲▲

▲▲

▼

▼

▼

▼

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲ ▲▲ ▲

▲▲

▼

▲▲

▲

▲▲▲

▲▲

▲▲

▼

▼▼▼▼

▼▼▼▼

▼▼▼

▲ ▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲ ▲

▲ ▲

▲▲ ▲

▲

▲

▲▲ ▲

▲ ▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲ ▲▲

▲▲

▼▼

▲▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲ ▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲▲▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲ ▲

▲

▲ ▲ ▲

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▲ ▲▲

▲ ▲ ▲

▼

▼

▼▼▼▼

43°00'43°00'

42°45'

4°30

'

4°45

'4°

45' Potes

Cervera dePisuerga

Guardo

Espigüete

2450

▲▲

4°30

'

Espinama

Peña Prieta

2538

N

42°45'

0 5 km

200 km

Cinturón Varisco enla Península Ibérica

J. A. Marín(1997)

SONDEOCAMPILLO

Alonso et al. (1996)

Línea ESCIN-2(Disparos)

Westfaliense B-C-D(Grupo Pando)

Westfaliense D sup -Estefaniense

Mesozoico

Terciario

Cuaternario

Carbonífero pre-Westfaliense B

Silúrico y Devónico

Discordancia angular-disconformidad

Trazado de capas

CabalgamientoFallaContacto normal

Rocas Ígneas

Eje de Pliegue(Anticlinal-Sinclinal)

RodríguezFernández

(1994)

D.V.P a n t . C ompuerto

P a n t .

C

a m p o r r e d o n d o

P. Cervera

P. Requejada

S.L.C.

S.C.

F.R.-U.

F.R.-B.

F.C.

UNIDADALTO

CARRIÓN

REGIÓN PLIEGUESY MANTOS

CUENCADEL

DUERO

101

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1186

Figura 61. Mapa geológico de la zona atravesada por el perfil de sísmica de reflexión profunda ESCIN-2 y localización del sondeo El Campillo.S.L.C.: Sinclinal de la Liébana Central; S.C.; Sinclinal del Curavacas; F.R.B.: Falla de Ruesga-Becerril; D.V.: Domo de Valsurbio; F.C.: Falla deCotolorno.


anticlinal kilométrico con su flanco septentrionalbuzando al N y su flanco S vertical o ligeramenteinvertido (Koopmans, 1962; Marín et al., 1995). Lainversión afecta tanto a los materiales paleozoicos,como a los mesozoicos y terciarios que forman elpliegue frontal de propagación de falla asociado alcabalgamiento alpino responsable del levantamien-to de la Cordillera Cantábrica. La morfología cercade la superficie de dicho cabalgamiento será estu-diada más detalladamente en el próximo apartado.La deformación alpina produce la reactivación yrotación de estructuras hercínicas. La rotación delflanco invertido es evidente por la discordanciaprogresiva desarrollada en los materiales terciariosdonde las capas evolucionan en la vertical progre-sivamente de invertidas a subverticales, hasta yacerhorizontales y también por la reactivación de es-tructuras hercínicas previas. Asociado al frente seforman estructuras como fallas inversa y plieguesmenores. El resto de la estructura geológica super-ficial hacia el sur es sencilla, ya que los materialesterciarios observables son subhorizontales hasta ellímite meridional del perfil. Para una descripciónmás detallada de la estratigrafía de los materialesmeso-terciarios ver Apartado 5.1.

Adquisición y procesado

La campaña de adquisición de datos se realizó en-tre el 7 de junio y el 20 de julio de 1993 y el perfilregistrado tiene una longitud de 65,1 km. El reco-nocimiento previo del trazado fue realizado pormiembros del Departamento de Geología de laUniversidad de Oviedo durante los años 1990 y1991. El perfil transcurre por las provincias deCantabria y Palencia, desde la vertiente norte de laSierra de Valmayor en las inmediaciones de Potes(Cantabria), hasta el km 40 de la carretera C-624cerca de la localidad de Membrillar (Palencia).Tanto la planta como el alzado de la línea son muycomplejos. En el norte el relieve es muy quebrado,con grandes desniveles de hasta 900 m (Fig. 62) yse encuentran las cotas más altas del perfil entre770 y 1849 m. Esto condiciona el trazado sinuosodel perfil que discurre por los caminos y pistasexistentes. Esta zona corresponde a los dominiospaleozoicos del perfil. En la parte sur (materialesterciarios de la Cuenca del Duero), la topografíadel terreno es muy suave, con alturas que oscilan

entre 950 y 1050 m, lo que facilitó mucho el des-pliegue sobre el terreno del dispositivo de registroy las labores de adquisición, resultando en un tra-zado rectilíneo.

El registro de la línea fue llevado a cabo por laCompañía General Geofísica S.A. (CGG) bajo su-pervisión del Departamento de Geología de la Uni-versidad de Oviedo. Comenzó por el norte y se rea-lizó siguiendo las técnicas empleadas habitualmen-te para la sísmica convencional, aunque variandoalgunos parámetros de adquisición en función delos objetivos profundos que se pretendían alcanzar.Por ejemplo se aumentaron: la longitud del dispo-sitivo hasta 14,52 km, el tiempo de registro hasta25 s y la carga de dinamita utilizada a 20 kg.

En total se emplazaron 1086 trazas o posicionesde campo, separadas una distancia de 60 m, for-mando grupos de 18 geófonos por traza distancia-dos 3,33 m entre sí. Se realizaron un total de 210disparos con una carga media de 20 kg introduci-dos en un pozo de 24 m o dos pozos de 15 a 18 m,según las características del terreno. En cada dis-paro el total de trazas activas era de 240, forman-do un dispositivo con una longitud superior a 14,5km. En los primeros disparos de la campaña, posi-ciones 101 a 380, se activaron las primeras 240trazas y se comenzó con un disparo en el extremonorte que se iba desplazando sucesivamente haciael centro del dispositivo. El resto del experimentose realizó con un dispositivo simétrico (Fig. 63),con el tiro en el centro de las 240 trazas. En suce-sivos disparos, el punto de tiro avanzaba 4 trazas,a la vez que cuatro trazas traseras del dispositivopasaban a ocupar posiciones delanteras. Las carac-terísticas de la campaña de adquisición se han re-sumido en la Tabla VI.

Las cintas de campo fueron procesadas por la divi-sión londinense de la empresa CGG, siguiendo lasecuencia desarrollada en la Tabla VII, hasta la ob-tención del perfil final (ver Fig. 66, más adelante) ydos perfiles migrados a velocidades constantes de5000 y 6000 m/s respectivamente. El plano de re-ferencia o (datum plane) fue seleccionado a 1000 m.Como complemento al procesado realizado por laempresa CGG, en el Departamento de Geología dela Universidad de Oviedo se aplicó un procesadopost-stacka la sección ESCIN-2, utilizando el pro-grama SierraSEISde la compañía WESTERN




Figura 62. Bloque tridimensional de la topografía y el trazado del perfil ESCIN-2 (escala vertical exagerada) y perfil topográfico de la línea sís-mica ESCIN-2 (escala vertical 4:1). Obsérvese el contraste entre los fuertes relieves de la Cordillera Cantábrica y los suaves de la Cuenca delDuero.


ATLAS. Se pretendía aumentar la relaciónseñal-ruido de la sección y resaltar aquellas señalesque tuvieran continuidad lateral para dar a la sec-ción la mayor coherencia posible (Tabla VII).

El primer paso del procesado complementario con-siste en normalizar las amplitudes de cada traza aun valor constante, de modo que la amplitud máxi-ma de cada traza sea igual a un valor constante se-leccionado por el usuario para todo el experimento.En este caso se escogió 1 como constante. Poste-riormente se define un valor de amplitud entre 0 y1 para restar a las amplitudes de cada traza. El va-lor se selecciona y contrasta para que reduzca lomás posible el nivel de ruido de la traza, sin llegara borrar las señales, cuya amplitud es generalmentemayor. Se comprobó que el valor a restar no podíaser constante para todo el perfil, ya que las ampli-tudes medias varían lateralmente a lo largo delmismo. Por ejemplo, en el ensayo de la Figura 64b,la sustracción de un valor constante a todas las tra-zas generó dominios con variaciones laterales deamplitudes no deseadas en varias zonas del perfil.Como último paso se aplica un filtro de coherencialateral, definido en función del número de trazasque se desean utilizar para determinar si una señaltiene continuidad y del buzamiento máximo de losreflectores que se desean resaltar.

Como muestra la Figura 64c, la aplicación de estosprocesos post-stackmejoran sensiblemente la calidadde la sección original (Fig. 64a). La mejoría se tradu-ce no sólo en un claro incremento de la relación se-ñal-ruido, sino también en una mayor coherencia ycontinuidad de los reflectores. Además, en la secciónfiltrada se discriminan mejor las variaciones lateralesy en profundidad de las amplitudes, que en la secciónoriginal estaban enmascaradas. El resultado final sepresenta más adelante en la Figura 66.

ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS: PERFILES ESCI-N 107aaaaDispositivo de registro: 240 trazas

Tr 1 Tr 120 Tr 121 Tr 240

PT

90 m7140 m

7230 m14520 m

aaaaEmisión: 20 kg de dinamita por pozo

240 m

60 m

Traza n Traza n+1 Traza n+2 Traza n+3 Traza n+4 Traza n+5

30 m

PT n PT n+4

Recepción: 18 geófonos por traza

28,33 m 56,67 m60 m

3,33 m3,33 m

Traza n Traza n+1

Figura 63. Geometría del dispositivo de registro utilizado para la ad-quisición del perfil ESCIN-2.

Tabla VI. Parámetros de campo de adquisición del perfil sísmico dereflexión ESCIN-2.

Tabla VII. Secuencia del procesado convencional de los datos decampo, realizado por CGG, para la obtención del perfil sísmico de re-flexión ESCIN-2 de la Figura 64a y de la secuencia de procesadopost-stack(II), aplicada en la Universidad de Oviedo a los datos sumi-nistrados por CGG, para la obtención del perfil con filtrado de cohe-rencia (Fig. 64b).



Características de los ensamblajes de los tiros

La respuesta sísmica del terreno y la calidad del re-gistro de los 210 disparos realizados es variable alo largo del perfil. La reflectividad varía inclusoentre registros de disparos sucesivos. Probable-mente el tipo de material en el que se implantaba lacarga era condicionante de la calidad final del re-gistro. En general se pueden diferenciar tres zonascaracterizadas por una respuesta sísmica del terre-no diferente. Se han seleccionado 6 ensamblajes detiros, localizados a lo largo del perfil, representati-vos de las diferentes fábricas sísmicas observables.Los ensamblajes están en bruto y únicamente tie-nen aplicada una recuperación de amplitudes y unaecualización dinámica de las trazas con el fin derecuperar las señales más profundas.

La calidad de los registros es en general buena has-ta el ensamblaje 597 (Fig. 65), observándose dis-tintos niveles de reflectividad desde la superficiehasta 12-15 s (todas las referencias al tiempo co-rresponden a segundos medidos en tiempo doble,T.D.). Se trata de disparos efectuados en el extremoseptentrional del perfil, donde la carga se implanta-ba en materiales paleozoicos. En el ensamblaje 233(Fig. 65a) se observan unos fuertes reflectores con-tinuos a 2 s (A), inclinados al N debido a la separa-ción entre emisor y receptor, pero que una vez co-rregidos por el efecto de la distancia entre ambosse disponen subhorizontalmente. Por debajo la re-flectividad es moderada a alta, dominada por re-flectores subhorizontales discontinuos, que debajode 9 s pasan a estar inclinadas hacia el N. La re-flectividad es especialmente alta entre 12 y 14 spara decrecer por debajo. La Moho se ha podidolocalizar en la mayoría de los ensamblajes en la ba-se de esta banda más reflectiva. El ensamblaje 327(Fig. 65b) también muestra una buena respuestasísmica aunque tiene unas características diferentesen su parte alta. Entre 3 y 5 s destacan dos estre-chas bandas de reflectores alineados e inclinados alN que atraviesan el disparo de parte a parte (B). Lareflectividad decrece bajo ellas para volver a au-mentar superados los 6,5 s, límite a partir del cualla fábrica sísmica y la disposición de los reflectoresse asemejan bastante a las del ensamblaje anterior.A 13 s la reflectividad decae. El ensamblaje 447(Fig. 65c) es bastante reflectivo en todo su registro.

Hasta 6 s la reflectividad es moderada y los reflec-tores tienden a inclinarse al sur. Por debajo se in-crementa, especialmente en dos niveles entre 6-9 y11-13 s donde los reflectores se disponen subhori-zontalmente. Se observa un descenso de la reflecti-vidad bajo 13 s, donde los reflectores se inclinan alN. El ensamblaje 560 (Fig. 65d) es poco reflectivohasta 6 s a partir de donde muestra una estructura-ción en bandas con variaciones de reflectividad si-milares al disparo anterior, aunque más acentuadas.Desde 6 hasta 12,5 s la reflectividad es especial-mente fuerte en dos bandas de reflectores cortos,generalmente paralelos y subhorizontales separa-dos por una zona menos reflectiva entre 8,5 y 11 sdonde sólo destaca una fuerte reflexión subhori-zontal a 9,4 s. En este tiro las trazas situadas al surtienen evidentes problemas de estáticas superficia-les, posiblemente relacionados con variaciones li-tológicas en superficie, que se evidencian por el re-tardo que presentan las llegadas directas desde latraza 170 en adelante, que no se alinean como enlos disparos anteriores. Esto condiciona la peor ca-lidad de la imagen sísmica de estas trazas cuya re-flectividad en las zonas profundas no sigue el pa-trón general del resto.

La pérdida de calidad del registro, observable en laparte meridional del ensamblaje anterior es el pre-ludio de la pobre calidad de los tiros 601 al 779,emplazados sobre los materiales paleozoicos másseptentrionales y los cretácicos del borde de laCuenca del Duero, aunque a partir del tiro 707 lacalidad mejora levemente. En esta zona hay evi-dentes problemas de estáticas superficiales, comoya se vio en el ensamblaje 560, que han repercuti-do en la pérdida de señal en los registros. En el en-samblaje 637 (Fig. 65e) los ruidos organizado y de-sorganizado enmascaran toda la señal, obliterándo-la hasta en los niveles más profundos. Las bajasfrecuencias dominan hasta los 10 s y las llegadasdirectas presentan un aspecto caótico con abundan-tes retardos y problemas de estáticas. Como vere-mos más adelante, la pésima calidad de estos tiroscondicionó la imagen sísmica del perfil final ES-CIN-2 en esta zona de la transición entre la Cordi-llera Cantábrica y la Cuenca del Duero.

El resto de disparos, implantados en materiales ter-ciarios subhorizontales, tienen muy buena calidad



A

B

C

150

100

150

200

250

300

350

400

450

500

550

600

650

700

750

800

850

900

950

1100

1150

1200

1250

1300

1350

1400

1450

1500

1550

1600

1650

1700

1750

1000

1050

1800

1850

1900

1950

2000

0.0

5.0

10.0

T.D.(s)

0.0

5.0

10.0

T.D.(s)

0.0

5.0

10.0

T.D.(s) 20 km

CDP

S N

Figura 64. Perfil de sísmica de reflexión ESCIN-2: A) sección final con el procesado convencional de la empresa CGG, según el esquema de laTabla VII. B) prueba con un filtrado de coherencia lateral al que se le ha aplicado una resta de amplitudes constante para todas las trazas. C) sec-ción final con el filtrado de coherencia lateral de la secuencia de procesado post-stack de la Tabla VII. Se ha diseñado una resta de amplitudes va-riable lateralmente.



Figura 65. Ensamblajes en bruto de los tiros: 233, 327, 447, 560, 637 y 889. Sólo tienen aplicada una recuperación de amplitudes y una ecualiza-ción dinámica de las trazas. Ver texto para explicación.


tanto en niveles someros correspondientes a los ma-teriales terciarios y cretácicos como en niveles cor-ticales más profundos. El ensamblaje 889 (Fig. 65f)es un buen ejemplo, donde la perfecta alineación delas primeras llegadas indican que han desaparecidolos problemas de estáticas anteriores. En los prime-ros 1,5 s se pueden ver reflectores continuos, para-lelos con forma de hipérbola (C), correspondientesa reflexiones producidas por superficies horizonta-les, que limitan con una zona de poca reflectividadhasta 6 s. Por debajo la reflectividad aumenta lige-ramente y predominan los reflectores discontinuosy subhorizontales. Entre 11 y 12 s se localizan lasllegadas más energéticas, agrupadas en una bandaque se puede correlacionar con la que se ha descritoen ensamblajes anteriores como el 560. Hay quedestacar dos hechos observados en los ensamblajes:i) la somerización de la Moho o base de la cortezamás reflectiva de norte (14,5 s en el ensamblaje233) a sur (12,2 s en los ensamblajes 560 y 889), yii) la corteza reflectiva por debajo de 5-6 s pasa deinclinarse claramente al N en los disparos septen-trionales (223 y 447) a una disposición horizontalen los meridionales (560 y 889).

Un hecho constatable en los ensamblajes de los ti-ros es que los materiales paleozoicos están caracte-rizados por velocidades sísmicas más altas que losterciarios. Así lo indican los tiempos de llegada dela onda superficial (ground-roll) y las ondas direc-tas a las trazas más alejadas (trazas 0 y 240) en losensamblajes de los disparos 560 y 889 (Fig. 65d yf). La onda superficialse manifiesta como un ruidocon inicio en el vértice del disparo y pendiente máso menos constante cuyo tiempo de llegada se incre-menta desde 4 s en los materiales paleozoicos (dis-paro 560) hasta 7 s en los materiales terciarios (dis-paro 889). Del mismo modo el tiempo de llegadade las ondas directas aumenta desde 1,5 a 2,1 s res-pectivamente.

Descripción del perfil

En este apartado se realizará la descripción del per-fil ESCIN-2 (Fig. 66). Nos centraremos en la discri-minación de las diferentes fábricas sísmicas y en ladescripción de aquellos reflectores o bandas de re-flectores relevantes por presentar mayor amplitud ycoherencia, que posteriormente serán interpretadosy correlacionados con estructuras geológicas.

Una característica destacable de este perfil, es elcambio en la intensidad de la reflectividad entre losniveles someros y profundos de la corteza, que si-gue un patrón de reflectividad que es común parala mayor parte de las cortezas caledonianas y varis-cas europeas (Mooney y Meissner, 1992). La re-flectividad es débil en los primeros 5-6 s y aumen-ta su intensidad abruptamente bajo ese nivel hastaalcanzar un máximo entre 11 y 12 s en el límitecon el manto que es poco reflectivo. Esta mismavariación de la reflectividad se puede observar enla mayoría de los ensamblajes de los tiros del expe-rimento. Debido a esta clara estructuración en dosniveles con diferentes características, se presentauna descripción por separado de la reflectividadsuperficial y profunda del perfil ESCIN-2.

La reflectividad superficial.La reflectividad porencima de 5-5,5 s es en general débil a moderadaaunque hay un límite aproximadamente en el CDP850 que separa una zona septentrional más reflec-tiva de la zona meridional donde la reflectividades menor.

En la parte sur del perfil, por encima de 2 s, se en-cuentran unos reflectores horizontales y paralelosmuy fuertes que están producidos por los materialesmeso-terciarios que rellenan la Cuenca del Duero.La base de esta serie la ocupan unos reflectores,con gran continuidad lateral y energía. Tienen unapotencia de unos 0,5 s (A en la Fig. 66) mientrasque los reflectores situados por encima (B) son me-nos continuos y energéticos. Al norte del CDP 1650este conjunto de reflectores están desplazados haciaarriba 0,5 s y dibujan un antiformal muy abierto ba-jo dicho CDP. La reflectividad en el borde septen-trional de la cuenca decae bruscamente hasta desa-parecer entre los CDP 1300 y 850, donde se apreciaque la señal tiene poca coherencia y las frecuenciasque predominan son las más bajas del entorno. Estazona coincide con los disparos de poca calidad des-critos previamente, que han condicionado la calidadfinal del perfil tanto en los niveles someros comoen los más profundos.

Por debajo de 2 s la corteza en el sur es práctica-mente transparente y predominan los reflectorespoco energéticos, cortos, discontinuos y mayorita-riamente subhorizontales. Destacan dos bandas dereflectores alineados, inclinados al norte (C y D),débiles y poco continuos, que atraviesan toda la



Figura 66. Interpretación de los principales reflectores del perfil ESCIN-2 sin migrar: a) sección final con el procesado convencional de la empresa CGG, según el esquema de la Tabla VII; b) con el filtrado de coherencitum plane) es de 1000 metros sobre el nivel del mar (ver desplegable).


presa CGG, según el esquema de la Tabla VII; b) con el filtrado de coherencia lateral post-stack descrito en la Tabla VII. La altura del plano de referencia (da-


Figura 66. Interpretación de los principales reflectores del perfil ESCIN-2 sin migrar: a) sección final con el procesado convencional de la empresa CGG, según el esquema de la Tabla VII; b) con el filtrado de coreferencia (datum plane) es de 1000 metros sobre el nivel del mar (ver desplegable).


e la empresa CGG, según el esquema de la Tabla VII; b) con el filtrado de coherencia lateral post-stack descrito en la Tabla VII. La altura del plano de


parte superior de la corteza hasta 5-6 s donde sepierden en el límite más reflectivo. Hacia arriba, labanda C corta los reflectores de la Cuenca del Due-ro y está relacionada con la estructura que produceel levantamiento de los reflectores A y B, mientrasla banda D desaparece en la base de la cuenca.

Al norte del CDP 850 la reflectividad aumentasensiblemente, aunque no se alcanzan niveles deenergía como la reflejada en las zonas profundas.En los primeros 2 s, correspondientes a los mate-riales paleozoicos, los reflectores no muestra unaestructuración conspicua. Esto se debe tanto a lacomplejidad estructural de la zona, donde predo-minan los buzamientos altos, como al propio dise-ño del experimento enfocado a alcanzar objetivosmás profundos por lo que adolece de resoluciónpara resolver estructuras complicadas en los nive-les someros.

Por debajo de los primeros 2 s predominan los re-flectores cortos y subhorizontales con energíamoderada, pero hay tres eventos que tienen unaespecial importancia. El primero es una banda dereflectores horizontales situados entre 2 y 3 s, pa-ralelos, muy energéticos y con bastante continui-dad (banda E), desde el CDP 300 hasta el extremoseptentrional del perfil. Por debajo de 3 s la re-flectividad es más fuerte que en niveles equiva-lentes bajo el Duero, predominando los reflec-tores subhorizontales hasta 5 s. Los otros eventosimportantes son dos bandas de reflectores, simila-res a las bandas C y D, aunque con reflectoresmás continuos y energéticos. Estas bandas tam-bién atraviesan la corteza, desde el límite a 5 shasta la superficie (banda F) o se horizontalizan a2 s (CDP 1000 en la Fig. 66) y terminan contralos reflectores de la Cuenca del Duero (banda G).La disposición de esta última banda en relación ala cuenca no es muy clara en ESCIN-2, pero esmuy evidente en los perfiles de reflexión conven-cionales (Apartado 5), donde se han interpretadoreflectores inclinados en la misma dirección hasta4 s. Estas dos bandas son claramente visibles envarios de los ensamblajes de los tiros, como el327 entre 3 y 5 s (Fig. 65b). En la zona limitadapor ambas bandas los reflectores tienen una incli-nación paralela a las mismas y destacan algunoseventos más energéticos como el que se observaentre 3 y 3,5 s entre los CDP 350 y 450.

También son destacables unos reflectores cortos,espaciados e inclinados al S, diseminados entre losCDP 850 y 400 bajo la banda G. Estos reflectoresson muy tenues en ESCIN-2 pero son más conspi-cuos en varios de los ensamblajes, como el 447 en-tre 4 y 6 s (Fig. 65c).

La reflectividad profunda.La reflectividad en la par-te inferior de la corteza, bajo 5-5,5 s, es alta y tieneuna distribución bastante homogénea. Los reflectoresson más energéticos y continuos que en la parte su-perior, a excepción de los procedentes de la Cuencadel Duero. En el sur del perfil el incremento de la re-flectividad se produce bajo 5,5 s y la facies sísmicahasta 10,5 s es de reflectores horizontales, disconti-nuos, más largos que los de niveles más someros.Por debajo, hasta 12 s, hay un importante incrementode la energía de los reflectores y de su continuidad.En el nivel M se encuentran los reflectores más con-tinuos y energéticos de todo el perfil. Algunos alcan-zan longitudes cercanas a 10 km. Los reflectores en-tre 5,5 y 12 s son horizontales hasta la parte centraldel perfil, donde todo este paquete de reflectores co-mienza a inclinarse progresivamente hacia el norte,hasta buzar claramente en esa dirección en el extre-mo septentrional del perfil. La banda energética de labase profundiza progresivamente desde 12 s bajo laCuenca del Duero hasta 15 s en el extremo septen-trional del perfil y los reflectores que limitan con laparte somera menos reflectiva lo hacen desde 5,5hasta 9 s. Dentro del conjunto de reflexiones descritohay algunas bandas más energéticas, como la situadaa 9 s bajo el CDP 850 o la que se localiza a 9,5 s bajoel CDP 1300 que se inclina al sur.

En el extremo norte del perfil, entre 5 y 9 s, hayuna zona en forma de cuña cerrada al sur (H en laFig. 66), que se extiende hasta el CDP 1000, don-de los reflectores son horizontales, más energéti-cos y continuos que los situados a la misma pro-fundidad bajo la Cuenca del Duero. Estos reflec-tores terminan lateralmente hacia el S contra lasreflexiones inclinadas al norte descritas previa-mente entre 6 y 9 s.

Por debajo de la banda energética M, la reflectivi-dad decrece bruscamente bajo 12 s. Los reflectoresson subparalelos, más escasos y cortos que los deniveles superiores. Su disposición es paralela a losde niveles superiores profundizando de sur a nortesolidariamente con ellos.



4.2. Interpretación del perfil ESCIN-2

La interpretación geológica del perfil ESCIN-2 serealizó integrando todos los datos geológicos y ge-ofísicos disponibles. Posteriormente se realizó lamodelización directa del perfil (apartado siguiente)con el fin de mejorar la interpretación, comprobarsu compatibilidad con ESCIN-2, dar validez a lainterpretación propuesta y obtener la profundidadde las diferentes estructuras interpretadas que sedescriben a continuación.

La estructura superficial

En esta apartado se interpreta la estructura de lacorteza superior desde la superficie hasta aproxi-madamente 5,5 s (14 km de profundidad) donde seproduce un incremento de reflectividad en el perfilESCIN-2. El relleno sedimentario meso-terciariode la Cuenca del Duero, en el extremo sur del per-fil, produce una imagen sísmica muy buena excep-to en la zona cercana al borde de la cuenca (Figs.66 y 67). Las diferentes fábricas sísmicas de losmateriales terciarios y los mesozoicos permiten si-tuar con precisión su límite, al igual que el techodel basamento paleozoico. La morfología y estruc-tura de esta zona será estudiada más detalladamen-te en el Apartado 5. El borde de la cuenca no tieneuna buena imagen sísmica debido a que toda la su-cesión sedimentaria está verticalizada e incluso in-vertida, por lo que se sitúa fuera de los límites dedetección del método. A ello se añade la pobre ca-lidad de los disparos en esta zona que han produci-do un área, entre los CDP 950 al 1200 donde la se-ñal es de baja calidad (Fig. 66). Por ello, la estruc-tura interpretada en la Figura 67 ha sido realizadaen base a la geología superficial y los datos aporta-dos por los perfiles de sísmica de reflexión conven-cional (Apartado 5).Las estructuras más importantes de la corteza supe-rior son las alineaciones de reflexiones inclinadasal norte (Fig. 66), también descritas en los disparoscomo el 327 (Fig. 65b). Éstas se interpretan comofallas inversas de edad alpina que atraviesan todala corteza superior desde un despegue situado en ellímite con la corteza media y que en algún caso lle-gan a alcanzar la superficie. El cabalgamiento másmeridional, llamado del Campillo (Banda C), cuyaestructura es estudiada en más detalle en el Aparta-do 5, tiene un buzamiento de 30,5° (Fig. 66). Es el

responsable del levantamiento (uplift) de la partenorte de la cuenca por el movimiento inverso delbloque superior, que desplaza la base de la cuencadesde 2500 a 1600 m. En el bloque superior se for-ma un pliegue antiformal, dibujado por los mate-riales mesozoicos y la parte basal del terciario. Ha-cia arriba la falla se desvanece dentro del terciario,donde únicamente se observa el pliegue frontal yuna discordancia sintectónica intraterciaria en elbloque inferior. La banda D no fue introducida enel modelo, pero tiene iguales características morfo-lógicas que el cabalgamiento del Campillo, aunqueno llega a afectar a la serie sedimentaria (Fig. 67).

El cabalgamiento inmediatamente al norte (BandaG) es el más importante de los cuatro, ya que eldesplazamiento del bloque superior se acomodacerca de la superficie por un pliegue monoclinalfrontal que produce la verticalización e inversióndel borde norte de la Cuenca del Duero. El despla-zamiento de su bloque superior, junto con el delcabalgamiento más septentrional producen el le-vantamiento alpino de la Cordillera Cantábrica y elrejuvenecimiento de su relieve. Alonso et al.(1996) interpretaron esta falla, a partir de los datosgeológicos, como un cabalgamiento vergente al Scon el plano inclinado al N entre 13° y 18°, que sehorizontaliza a 14 km de profundidad. La imagenobtenida de ESCIN-2 difiere parcialmente. El ca-balgamiento tiene un tramo superficial de 6,5 kmcon una inclinación de 18°, pero rápidamente au-menta su inclinación hasta alcanzar un buzamientode 36° que se mantiene constante hasta 14 km don-de se sitúa la superficie de despegue donde conflu-yen todos los cabalgamientos en el límite con lacorteza media.

El cabalgamiento más septentrional también atra-viesa toda la corteza superior con un buzamientocasi constante de 36,5° y es el único que alcanza lasuperficie, donde confluye con la falla deRuesga-Ubierna. En superficie esta falla buza 45°al norte y corta a las estructuras hercínicas con unadirección NO-SE (Marín, 1997).

Es interesante explicar la variación lateral de la re-flectividad entre las partes meridionales y septen-trionales del perfil. La corteza superior bajo laCuenca del Duero es prácticamente transparente, loque parece indicar que no está muy retrabajada porla deformación alpina. La deformación es princi-




Prof.(km)

Figura 67. a) Corte geológico integrando los datos de ESCIN-2 y la geología superficial. b)Perfil interpretado ESCIN-2 sin migrar.


palmente frágil y se concentra únicamente en lassuperficies de los cabalgamientos que atraviesan lacorteza superior. Por ello, su estructura conservalas características de la corteza varisca original, sindeformación posterior y sigue el mismo patrón dereflectividad que la corteza de las zonas externasde la Cordillera Cantábrica registrado en una sec-ción E-O en el perfil de reflexión ESCIN-1 (PérezEstaún et al., 1994; Gallastegui et al., 1997). Estacorteza se caracteriza por ser sísmicamente trans-parente y estar indeformada por debajo del despe-gue basal varisco de la Zona Cantábrica, concen-trándose toda la deformación varisca en los mate-riales sobre dicho despegue. Por el contrario, la mi-tad norte del perfil ESCIN-2 es mucho más reflec-tiva, equiparable a la reflectividad de niveles infe-riores del perfil. Esto se debe a que la corteza fuesometida a un retrabajamiento alpino más intensoque ha podido aumentar la reflectividad y a que elsector por debajo de 5 km se ha interpretado comouna corteza media emplazada en niveles someros.El origen de la débil reflectividad inclinada al S,descrita entre los CDP 850 y 400 y en el disparo447 (Figs. 65c y 66), puede ser un relicto de la es-tructura varisca que no ha sido obliterada por la de-formación posterior.

La estructura profunda

En este apartado se interpreta la estructura y carac-terísticas de la corteza más profunda (Figs. 66 y67). En el extremo sur del perfil, existe un bruscoincremento de la reflectividad en ESCIN-2 que seha interpretado como la base de la corteza superior,a 13,5-15 km de profundidad. El límite inferior dela corteza se sitúa en la parte basal de la corteza re-flectiva, donde la reflectividad se hace aún más in-tensa entre 11 y 12 s. Este nivel más reflectivo se-ñala la posición de la Moho de reflexión a 32,7 kmde profundidad. Por debajo de ella la reflectividaddecae bruscamente. Ambos límites, el superior y elinferior, coinciden con las bases de la corteza supe-rior e inferior en los modelos de refracción, en losque la Moho de refracción limita la corteza inferiory el manto con velocidades de 6,7 y 8,3 km/s res-pectivamente. Los límites entre los tres niveles cor-ticales interpretados (cortezas superior, media e in-ferior) y el manto son subhorizontales, paralelos yse localizan a 13,5, 24,5 y 32,7 km de profundidad

respectivamente. Estas profundidades están dentrodel rango normal de valores en los macizos paleo-zoicos, de acuerdo con los datos de Holbrock et al.(1992) y coinciden con los límites corticales obte-nidos en el perfil de sísmica de refracción paraleloa ESCIN-2 interpretado por Pulgar et al., (1996) yFernández-Viejo (1997) (Fig. 68).

La corteza analizada en el extremo sur del perfilESCIN-2, bajo la Cuenca del Duero, tiene todas lascaracterísticas de una corteza varisca tipo descritapor Mooney y Meissner (1992) (Apartado 1.2). Se-gún estos autores, el límite entre la corteza superiore inferior reflectiva, en la mayoría de las cortezascaledónicas y variscas europeas, se encuentra entre12 y 18 km y la Moho de reflexión aparece comouna zona de transición con alta energía y una po-tencia entre 1 y 2 s (aproximadamente 3-5 km) aprofundidades entre 10 y 12 s.

La horizontalidad de las reflexiones y los límitesentre los niveles corticales se mantiene hasta la zo-na central del perfil, donde comienzan a inclinarseprogresivamente al N hasta alcanzar un buzamien-to de 24° en el extremo septentrional. La curvaturae inclinación se produce tanto en las reflexiones a15 km del techo de la corteza media, que se curvansolidariamente hasta alcanzar 26 km de profundi-dad en el norte, como en las reflexiones de la Mo-ho, que alcanza una profundidad máxima en tornoa 47 km. Este basculamiento hacia el norte de lascortezas media e inferior y del manto forma un en-grosamiento de la corteza o raíz cortical bajo laCordillera Cantábrica. Por encima de las reflexio-nes curvadas superiores se observa una zona enforma de cuña (H en las Figs. 66 y 67) donde lasreflexiones son subhorizontales y se interpretan co-mo una cuña de corteza inferior. Esta cuña está in-dentada en la corteza Ibérica a la altura del límitecorteza superior-inferior (15 km), produciendo sudelaminación y subducción hacia el norte.

Respecto al manto por debajo de la Moho, sólo sepuede indicar que los primeros kilómetros de mantosubducen hacia el norte junto con la corteza inferioribérica ya que los reflectores de la parte superiordel manto son paralelos a ésta y se inclinan en lamisma dirección. No hay datos directos que indi-quen hasta qué profundidad está afectado el mantopor la deformación bajo la raíz cortical, ni hasta queprofundidad se hunde en él la raíz cortical.




4.3. Modelización directa de ESCIN-2

En el primer apartado se discutió la validez y con-veniencia de utilizar la modelización sísmica comocomplemento a la interpretación de los perfiles desísmica de reflexión. En este apartado se describela modelización directa de ESCIN-2.

Construcción del modelo de ESCIN-2

La modelización de ESCIN-2 comenzó con la in-terpretación de las reflexiones del perfil y la selec-ción de los reflectores o bandas de reflectores quese incluirían en el modelo. La elección de las su-perficies que se deben introducir en el modelo es

0 10 20 30 40 50 60 km

0

10

20

30

40 km

???

???

???

NS5.7

5,9

6,0

6,2

5,64,0

6,0

6,3

6,6

6,6

8,0

ESCIN-2ESCIN-2ESCIN-2b)b)b)

Figura 68. a) Perfil 5 de sísmica de refracción del que se obtuvieron las velocidades para la modelización de ESCIN-2, tomado de Pulgar et al.(1996). Tiene una longitud de 200 km de longitud y es paralelo a ESCIN-2 (ver Figura 1 para situación). La zona encuadrada corresponde al áreacoincidente con ESCIN-2. b) Modelo geológico de ESCIN-2 al que se le han superpuesto las interfases y velocidades interpretados en el perfil desísmica de refracción anterior.


importante ya que además de los reflectores que sepueden correlacionar con estructuras que afloran, ointerpretables como estructuras geológicas, se de-ben incluir las interfases que separan áreas con dis-tinta velocidad de propagación de las ondas P (Vp)ya que esas zonas pueden producir cambios en lastrayectoria de los rayos.

El modelo de partida en la modelización directa esun corte geológico, en el que se integran todos losdatos geológicos y geofísicos disponibles, y que seasemeja lo más posible a la sección cortical en lavertical del perfil sísmico. A este corte se le añadenlas velocidades de transmisión de las ondas de losmateriales entre las interfases, que son las superfi-cies susceptibles de producir una reflexión. Al tra-tarse de una línea perpendicular tanto a las estruc-turas hercínicas como a las alpinas, se da por ciertoque todas las reflexiones proceden del plano verti-cal de la línea y no existen llegadas laterales o sonde menor importancia.

El modelo final incluye todas las superficies inter-pretadas en el perfil y se compone de 18 superficies(Fig. 69). Algunas de ellas se introdujeron única-mente por necesidades del programa informático,con el fin de separar zonas con distinta velocidad,como la superficie horizontal a 1 km de profundi-dad en el extremo septentrional o las dos superfi-cies subhorizontales bajo la Cuenca del Duero a 9 y10 km. En los niveles más profundos se incluyeron:la superficie que separa la zona poco reflectiva ensuperficie de la más reflectiva bajo 5-5,5 s y que seinclina hacia el sur bajo la cordillera, el límite infe-rior de la corteza con el manto, el límite entre lacorteza media e inferior y la superficie a 5,5 s en elextremo septentrional del perfil que limita superior-mente el conjunto de reflectores H.

Una vez introducido el modelo de velocidades ini-cial en el ordenador se elabora un sismograma sin-tético mediante la técnica del trazado de rayos deincidencia normal en el modelo (Figs. 70 y 71),utilizando los programas MIMIC+ , QUIKRAY+ ySLIPR(Apartado 1.2). Los sismogramas sintéticosobtenidos por este método simulan secciones stackdonde las trazas representan un experimento con lafuente y los receptores coincidentes. La técnicaconlleva la generación de rayos de incidencia nor-mal en todas las direcciones y la selección de aque-llos que se reflejan en una interfase con un ángulo

recto y vuelven a superficie siguiendo la mismatrayectoria que en el sentido descendente. En estecaso se utilizó un dispositivo de fuentes-receptorescon 184 posiciones por lo que cada traza del sis-mograma sintético (Fig. 72) equivale a 11 trazasdel perfil real, proporción suficiente para compararlos datos reales y los sintéticos.

Una vez seleccionados los rayos que cumplen lascondiciones previas, el ordenador calcula el tiempode paso (traveltime) y el coeficiente de reflexión decada uno y se convoluciona la serie de coeficientesde reflexión con una onda seleccionada. En esteexperimento se empleó una onda Ricker de fase ce-ro con una frecuencia central de 27,7 Hz. Con elfin de mejorar la calidad del sismograma se aplicóuna ecualización automática de amplitudes de lasseñales (automatic gain control - AGC).

Al ser el proceso de modelización iterativo, el mo-delo se modificó tantas veces como fue necesariohasta alcanzar un ajuste satisfactorio entre el sismo-grama sintético (Fig. 73a) y los datos reales. Los dosparámetros susceptibles de ser variados en el mode-lo son la velocidad de los materiales y la forma y/oprofundidad de las interfases. Como las funcionesde velocidad de nuestro modelo fueron definidas apriori , a partir de datos conocidos, únicamente semodificaron las morfologías de las interfases.

Se realizaron 15 modelos intermedios hasta obte-ner el sismograma sintético del modelo definitivo(Fig. 69). Las reflexiones sintéticas obtenidas delmodelo reproducen fielmente las reflexiones selec-cionadas de ESCIN-2 (Fig. 73b), dando validez ala interpretación y el modelo propuesto. Durante elproceso de modelización se representaron, sobrelos sucesivos modelos, las trayectorias de los rayosdesde la superficie a las diferentes interfases (Figs.70 y 71). Esto permitía determinar la posiciónexacta de los puntos de reflexión de cada rayo enprofundidad, haciendo más sencillo el proceso deinterpretación del sismograma sintético, el ajustede las interfases del modelo y la discriminación delas zonas del experimento que tenían cobertura oestaban en sombra.

La elección del modelo de velocidades

Un aspecto fundamental al abordar la construccióndel modelo es la elección de las velocidades depropagación de las ondas que se asignan a cada



una de las capas entre las superficies que produci-rán las reflexiones. Las velocidades deben ser lomás ajustadas posibles a la realidad de modo quereflejen las variaciones laterales y verticales de lavelocidad en la sección.

Las medidas directas de velocidades en la zona sonmuy escasas y aportan información muy superfi-cial, excepto en el caso del sondeo El Campillo(ver Apartado 5.2 para descripción), cercano a ES-CIN-2, que llegó a una profundidad máxima de2825 m una vez alcanzado el basamento paleozoi-co (localización en Fig. 61).

Las velocidades de los materiales meso-terciariosde la Cuenca del Duero se han obtenido de los da-tos del sondeo El Campillo (ver Tabla X). A las se-ries mesozoica y terciaria se les asignó unas veloci-dades de 4,8 km/s y 3,7 km/s respectivamente.

Las velocidades de las rocas paleozoicas que aflo-ran al N de la Cuenca del Duero se escogieron den-tro del rango de valores obtenido por Gutiérrez-Cla-verol et al. (1984) en medidas realizadas en mues-tras competentes de rocas paleozoicas de la vertien-te sur de la Cordillera Cantábrica y en pequeñosexperimentos de sísmica de refracción muy super-


0 10 20 30 40 50 60 km

0

10

20

30

40

?

?

?MODELO VELOCIDADES ESCIN-2

NS Cuenca del Duero Cordillera Cantábrica

VELOCIDADES (km s -1)3,7 4,8 5,855,755,7 5,95,87 6,0 6,05 6,5 6,7 8,25,54,8 6,3 6,4

Prof.(km)

0

10

20

30

40

Figura 69. Modelo final del perfil ESCIN-2 obtenido por modelización directa, con las velocidades asignadas a cada nivel. Las profundidades es-tán referidas al nivel del mar.



0 10 20 30 40 50 60 km 0 10 20 30 40 50

Prof(km)

0

10

20

30

40

50

60 km

0 10 20 30 40 50 60 km0

10

20

30

40

50

0 10 20 30 40 50 60 km0

0 10 20 30 40 50 60 km

0 10 20 30 40 50 60 km

20

30

40

50

?

?

?

?

?

?

?

?

?

?

?

?

10

?

?

?

?

?

?

Figura 70. Trazado de los rayos de incidencia normal a las diferentes superficies del modelo. Nótense las difracciones en los extremos de los ni-veles truncados por los cabalgamientos.


ficial realizados in situ sobre dichos materiales.Los valores resultantes se enmarcan en un ampliorango de velocidades entre 2,1 y 6,9 km/s, con unavelocidad media de 4,211 km/s para las medidas delos perfiles de refracción y de 5,122 km/s para lasrealizadas en probetas en el laboratorio. A pesar dela influencia que tienen factores muy variables co-mo la fracturación, alteración, presión y porosidad;estos valores se han tomado como límites para elrango de velocidades elegidas. La mayor parte delas velocidades fueron tomadas del perfil de sísmi-ca de refracción paralelo a ESCIN-2 (Fig. 68). Lavelocidad para los materiales paleozoicos por enci-ma de 1 km de profundidad se definió variablelateralmente desde 5,5 km/s en el extremo nortehasta 4,8 en el límite con la Cuenca del Duero enbase al gradiente negativo hacia el sur que mues-tran los datos de refracción mencionados (las pro-fundidades están medidas con respecto al nivel delmar, una vez descontada la altura de base del expe-rimento + 1000 m). Este primer nivel no tiene unsignificado estructural, sino que representa las ro-cas de la corteza superior que por estar más cercade la superficie y debido a la fracturación, altera-ción y a soportar menor presión litostática tienenmenor velocidad que las rocas situadas por debajo.

Para las zonas profundas del perfil donde no haydatos directos las velocidades se han obtenido delperfil de sísmica de refracción antes mencionado.Las velocidades asignadas están dentro del rango

de valores normales para este tipo de corteza deacuerdo con los datos de Rudnick (1995). La corte-za aparece dividida en varios niveles subhorizonta-les y subparalelos estructurados en una corteza su-perior hasta 13-15 km, una corteza media hasta 24km y una corteza inferior que limita con una Mohoa 32,8 km y profundiza hacia el norte hasta alcan-zar 47 km en el extremo del perfil. Estos datos sehan adecuado a la estructura interpretada en el per-fil ESCIN-2 ya que los datos de refracción no tie-nen tanta resolución para la geometría como losdatos de reflexión.

En la zona del perfil de refracción coincidente conESCIN-2 hay un gradiente creciente al sur entre5,7 y 5,95 km/s en la parte alta de la corteza supe-rior y entre 5,9 y 6,05 km/s en la parte baja. Estosgradientes se han reflejado en el modelo, donde lasvelocidades aumentan hacia el sur de 5,75 a 5,85km/s y de 5,9 a 6,05 km/s, lo cual supone tambiénun incremento de la velocidad con la profundidad(Fig. 69). Los niveles con distinta velocidad estánseparados por las bandas de reflectores interpreta-dos previamente en la corteza superior. Por debajode 15 km la corteza media tiene una velocidad cre-ciente desde 6,3 en el sur hasta 6,4 km/s en la zonainclinada al N, justificable por el incremento gra-dual de presión de esta corteza con al aumento dela profundidad. La cuña de corteza situada en elextremo norte tiene una velocidad de 6,5 km/s yaque se interpreta como una cuña de corteza inferioremplazada en niveles superiores. Finalmente, lacorteza inferior tiene asignada una velocidad de 6,7km/s que es la misma del modelo de refracción y elmanto tiene una velocidad de 8,2 km/s de acuerdocon los datos de refracción.

Descripción del modelo

Para la realización del modelo se han integrado to-dos los datos geológicos y geofísicos disponibles.La información geológica superficial permite cons-treñir únicamente los primeros kilómetros por loque la mayor parte de la información complemen-taria proviene del perfil de sísmica de refracciónparalelo a ESCIN-2 interpretado por Pulgar et al.(1996) y Fernández-Viejo (1997). Los datos de re-fracción carecen de la resolución para definir la es-tructura con el detalle que aportan los perfiles dereflexión, pero permitieron dividir la corteza en


0

10

20

30

40

50Prof (km)

0 10 20 30 40 50 60 km

?

?

?

Figura 71. Trazado de los rayos de incidencia normal a la base de lacorteza. Nótese la zona sin cobertura en el extremo septentrional queno es muestreado por ningún rayo.


tres niveles: superior, media e inferior y atribuiruna velocidad y profundidad de partida a cada unode ellos. El objetivo era confirmar si ambos mode-los de reflexión y refracción eran compatibles y silas profundidades obtenidas para cada uno de losniveles eran consistentes, lo que daría una mayorvalidez a ambos modelos. Los tres niveles cortica-les del modelo de refracción se han integrado en elmodelo y en la interpretación de ESCIN-2 de modoque el límite que marca un cambio en la reflectivi-dad a 5 s, coincide con el límite entre la corteza su-perior y media del modelo de refracción y se sitúaen el modelo de ESCIN-2 entre 14 y 15 km.

En la corteza superior se ha podido delimitar per-fectamente la zona correspondiente a la Cuenca delDuero en base a la cartografía geológica y los estu-dios de sísmica de reflexión del apartado próximo.En este modelo se han diferenciado la base del Ter-ciario a una profundidad de 1,7 y 0,8 km a amboslados de la banda C y el techo del basamento pale-ozoico a 2,5 y 1,4 km respectivamente. La estruc-tura del flanco invertido del borde de la cuenca seha tomado de los datos del apartado próximo yaque esta estructura no es observable en ESCIN-2.En el modelo se han introducido las bandas de re-flectores C, F y G, que atraviesan la corteza supe-rior y se han modelizado como superficies inclina-das al N con buzamientos de 30,5°, 36° y 35,6°

respectivamente de sur a norte. Todas las capasprofundizan desde la superficie o desde 1 km hastael límite con la corteza media a 14 km de profundi-dad. La división de la corteza superior en dos nive-les con distinta velocidad obedece a la necesidadde introducir un gradiente vertical de velocidadque está presente en el perfil de refracción Las dossuperficies localizadas bajo la cuenca carecen designificado geológico, pero las que se encuentranbajo la Cordillera Cantábrica sí lo tienen, como severá en la interpretación.

En sísmica de reflexión se suele denominar cortezainferior a toda la zona, generalmente reflectiva, en-tre la corteza superior y el manto. A efectos de mo-delización y teniendo en cuenta el perfil de refrac-ción, en nuestro modelo se ha subdividido en cor-teza media e inferior. Esto permite: introducir to-dos los niveles corticales y velocidades obtenidosen el modelo de refracción, introducir un gradientevertical de velocidad, comprobar si las profundida-des obtenidas para cada nivel en los dos experi-mentos son consistentes y aportar mayor detalle alcorte geológico final. El límite entre ambas corte-zas no se observa claramente en ESCIN-2 a excep-ción de la zona central donde coincide con unosfuertes reflectores situados a 9 s bajo el CDP 900por lo que el límite entre ambas se ha trazado enbase a los datos de refracción.


111 21 31 41 51 61 71 81 91 101 111 121 131 141 151 161 171 181

ESCIN-2 SISMOGRAMA SINTÉTICO

T.D.(s)

5

10

15

Figura 72. Sismograma sintético obtenido por trazado de rayos de incidencia normal sobre el modelo final de ESCIN-2 (Figura 71).



a)

b)

ESCIN-2 FILTRADO DE COHERENCIA + SISMOGRÁMA SINTÉTICO

S N

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

10.0

12.0

14.0

ESCIN-2 FILTRADO DE COHERENCIA INTERPRETADO

12004006008001200140016001800 10002000CDP

0.0

2.0

4.0

6.0

8.0

10.0

12.0

14.020 km

AAAAAA

CCC

CCC

FFFGGG

FFFGGG

EEE

HHHHHH

MMM MMM

MMM

Terciario

Cretácico

Corteza Superior

Corteza Media

Corteza InferiorMoho

Manto

T.D.(s)

BBB

20 km

Figura 73. a) Perfil ESCIN-2 con el sismograma superpuesto (rojo) y las líneas que se pretendían modelizar en verde. Obsérvese la buena corre-lación entre el sismograma sintético y los datos reales. b) Perfil interpretado ESCIN-2 sin migrar.


El techo de la corteza media profundiza desde 13,5km en el sur hasta 26 en el extremo opuesto, mien-tras la Moho, que separa la corteza y el manto pocoreflectivo, lo hace del mismo modo desde 33 hasta47 km. La cuña de corteza del extremo septentrio-nal del perfil tiene una profundidad entre 15 y 26km y se acuña hacia el sur para desaparecer a 15km de profundidad bajo el borde N de la Cuencadel Duero. En el extremo septentrional del modelofinal, hay una zona de incertidumbre donde la mor-fología de las cortezas media e inferior queda inde-finida por carecer el experimento de cobertura, co-mo muestran las figuras del trazado de rayos sobreel modelo (Figs. 70 y 71). Debido a la inclinaciónhacia el N de estas superficies, su muestreo se hu-biera conseguido en la prolongación hacia el nortedel final del perfil. Ante la falta de datos, la morfo-logía de esta zona de la corteza se ha tomado de losmodelos de gravimetría del Apartado 6 y del cortegeológico del Apartado 7.

4.4. Discusión y conclusiones

La modelización directa del perfil ESCIN-2 ha per-mitido constatar que la interpretación geológica yel modelo cortical propuesto de este sector de laCordillera Cantábrica y Cuenca del Duero soncompatibles con los datos sísmicos del perfil. Ade-más, la interpretación propuesta es también compa-tible con los datos geológicos y con el resto de da-tos geofísicos disponibles: datos gravimétricos(Apartado 6) y de sísmica de refracción (Fig. 68)

Como ESCIN-2 sólo ofrece la imagen de la partemeridional de la raíz cortical, para comprender elconjunto de la estructura cortical hay que referirse amodelos corticales más completos, que abarcanhasta el margen continental ibérico, e integrar losdatos obtenidos del estudio del margen cantábrico(Apartado 3). El modelo construido a partir de dosexperimentos de sísmica de refracción/reflexión degran ángulo: el perfil paralelo a ESCIN-2 y el perfilparalelo a ESCIN-4 (Pulgar et al., 1996 y 1997;Fernández-Viejo, 1997; Gallart et al., 1997; Fernán-dez-Viejo et al., 1998, 2000), proporciona una ima-gen completa de la corteza desde la Cuenca delDuero hasta el margen continental noribérico y dela raíz cortical (Fig. 13). En este modelo la raíz cor-tical se localiza bajo la Cordillera Cantábrica debi-

do al engrosamiento de la corteza producido por la“subducción” hacia el norte de la parte baja de lacorteza ibérica. La lámina de corteza continentalque subduce es la que se registra como una segundacorteza inferior reflectiva bajo la Moho del margencontinental ibérico, a la que nos hemos referido enel Apartado 3 (Gallart et al., 1997) (Fig. 54a).

La causa del basculamiento y subducción hacia el Nde la corteza meridional, denominada “corteza ibéri-ca”, se encuentra en el extremo septentrional de ES-CIN-2 (Fig. 67). Se debe a la indentación hacia elsur, bajo la Cordillera Cantábrica, de una cuña decorteza inferior del margen cantábrico (banda H enla Fig. 66) (Pulgar et al., 1997). Como consecuenciase produce: la delaminación de la corteza Ibérica porla superficie que limita las cortezas media y superiora 15 km de profundidad, su subducción hacia el nor-te y el engrosamiento de la corteza bajo la cordilleracon la generación de una raíz cortical. La indenta-ción se produce por el desplazamiento hacia el surde la corteza inferior del margen.

La corteza de la mitad sur de ESCIN-2 presenta lascaracterísticas de la mayoría de las cortezas varis-cas y caledónicas europeas indeformadas posterior-mente. Se caracteriza por una estructura subhori-zontal, dividida en varios niveles, con un incre-mento brusco de la reflectividad en el tránsito delos niveles superiores (casi transparentes sísmica-mente) a los inferiores (más reflectivos) y una Mo-ho situada a 30-32 km de profundidad bajo la cor-teza inferior reflectiva. Contrasta con la estructurade la mitad norte, donde la parte superior de la cor-teza también es reflectiva y se desarrolla un impor-tante engrosamiento cortical (raíz cortical) por laindentación de la corteza del margen en la cortezaIbérica. Esta variación de la estructura de la corte-za, que se observa en ESCIN-2, es debida al inten-so retrabajamiento de la corteza durante el Tercia-rio por procesos de deformación que involucran albasamento (thick-skin). La estructura desarrolladadurante este periodo es muy similar a la de otrosorógenos alpinos, resultantes de la colisión de doscontinentes, como los Pirineos y los Alpes (verApartado 7).

Los procesos tectónicos que conducen a esta confi-guración cortical se producen durante la OrogeniaAlpina que afecta a todo el norte de la Placa Ibéri-ca durante el Terciario, debido a su desplazamiento



hacia el NO por el empuje de África. Los efectosmás importantes a gran escala son: el cierre parcialdel Golfo de Vizcaya y el levantamiento de la Cor-dillera Cantábrica en el O y la formación de los Pi-rineos en el E.

Por último, hay que reseñar que en el transcursodel estudio se sopesaron otras interpretaciones po-sibles y se trabajó con un modelo alternativo, queera geométrica y geológicamente posible (Fig. 74).En dicho modelo, la delaminación de la cortezaIbérica se produce por la indentación simultáneahacia el S de las cortezas media e inferior del mar-gen cantábrico. El desarrollo de los cabalgamientosalpinos y el levantamiento de la Cordillera Cantá-brica se producen para acomodar el acortamientode la corteza superior, mientras que el acortamien-to de las cortezas inferior y media se resuelve porsu indentación hacia el sur. Este modelo implica eldesarrollo de una superficie de despegue entre lascortezas superior y media. Este modelo fue desesti-mado ya que tras su modelización gravimétrica seconstató que era incompatible con los datos gravi-métricos de la zona.

5. LA ESTRUCTURA DEL BORDE SEPTEN-TRIONAL DE LA CUENCA DEL DUERO

En este apartado se aborda el estudio del borde sep-tentrional de la Cuenca del Duero (Fig. 75) a partirdel análisis, e interpretación de líneas de sísmica dereflexión cedidas por la empresa REPSOL EXPLO-RACIÓN, procedentes de diferentes campañas deexploración de hidrocarburos. La interpretación delas líneas se apoyó en la información geológica y endatos procedentes de 3 sondeos realizados con elmismo fin: El Campillo, Peña y Villameriel. Lossondeos cortaron toda la sucesión sedimentaria me-so-terciaria alcanzando el basamento paleozoico endos de los casos. El objetivo se centra en el estudiode la estructura, variaciones laterales y evolucióntemporal del borde norte tectonizado de la cuenca,las estructuras tectónicas intracuenca que no aflorany la secuencia temporal de formación de todas lasestructuras antes mencionadas. Para ello se inter-pretaron las líneas de sísmica de reflexión y tras sudigitalización se obtuvieron los mapas de isocronasde los diferentes reflectores. Los mapas se convir-tieron posteriormente a profundidad (mapas de iso-

batas) por inversión del trazado de rayos en 3 di-mensiones o migración de mapas (ver Apartado1.2). Con el fin de estudiar la morfología y evolu-ción de todo el borde N de la cuenca, también seanalizaron el resto de perfiles que atraviesan el bor-de situados al oeste de la zona de estudio y se com-pletó el mapa de isobatas de las bases del Terciarioy Mesozoico con los obtenido por Redondo et al.(1995), en la zona tramada a rayas en la Figura 75.

5.1. Contexto geológico de la Cuenca del Duero

La Cuenca del Duero es una de las grandes cuen-cas cenozoicas de la Península Ibérica con una su-perficie de casi 50.000 km2 rodeada por cadenas demontañas de rocas paleozoicas y mesozoicas (Fig.75). El relleno endorreico terciario de la cuenca seprodujo en un medio continental, por materiales si-liciclásticos desde limos a conglomerados, que for-maban sistemas aluviales coalescentes progradan-tes hacia el centro de la cuenca. El área madre sesituaba en los rejuvenecidos relieves de los maci-zos paleozoicos de su margen. También formanparte del relleno abundantes carbonatos hacia elcentro de la cuenca y niveles evaporíticos en laparte centro-oriental, relacionados con medios la-custres que representan las facies tardías de colma-tación. La historia de la cuenca propiamente dicha,termina cuando el sistema endorreico es capturadopor la red fluvial atlántica y las condiciones cam-bian a exorreicas produciéndose un drenaje de se-dimentos hacia el océano Atlántico.


Cuenca del Duero(Terciario-Cretácico)aFallaAlpina

Cortezamedia

CortezasuperioraCorteza

inferioraManto

aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaa a aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaa a aaaaaaaaaaa a aa aaaaa aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaa a aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaa a aaaaaaaaaaa aaa aaaaa aaaaaaaaaaaa50

0

10

20

30

40

NScosta

Figura 74. Interpretación alternativa de ESCIN-2 en la que se inden-tan solidariamente la corteza inferior y media del margen cantábrico.La interpretación es compatible con los datos geológicos y conESCIN-2 pero no con la modelización gravimétrica.


Los bordes de la cuenca tuvieron gran importan-cia en su génesis y desarrollo. Cada uno de ellosevolucionó de un modo independiente durante elTerciario, dentro de un régimen compresivo gene-ralizado. El borde norte, objeto de este estudio, seforma en relación con un cabalgamiento vergenteal S de varios km, que involucra al basamento yafecta a materiales del Cretácico al Oligoceno.Los bordes este y sur (Sistema Ibérico y Centralrespectivamente) están formados esencialmentepor fallas inversas, con poco desplazamiento hori-zontal en el primer caso, que afectan a materialesdel Cretácico al Paleógeno (Santiesteban et al.,1996). En todos los casos anteriores los sedimen-tos neógenos fosilizan a las últimas estructuras,aunque en el borde sur están ocasionalmente cor-tados por fallas normales. Por último, el bordeoeste es el único que se comportó de un modoesencialmente pasivo, sufriendo sólo un hundi-miento a favor de fallas que produjeron un escalo-namiento en bloques (Rodríguez Fernández et al.,1994).

El Cretácico

El término Cuenca del Duero se utiliza para lacuenca desarrollada durante el Terciario, pero labase de la misma está ocupada por materiales esen-cialmente carbonatados del Cretácico superior de-positados discordantemente sobre el paleozoico. Sudepósito se produce en los estadios distensivos pre-orogénicos del ciclo Alpino, durante los que seprodujo una transgresión marina generalizada en laCuenca Vasco-Cantábrica, situada al NE. Estacuenca se había individualizado geológicamente enel Cretácico inferior y desde entonces actuó comouna cuenca fuertemente subsidente, donde se llega-ron a depositar hasta 7000 m de sedimentos meso-zoicos bajo un régimen distensivo iniciado en elJurásico, ligado directamente a la apertura del Gol-fo de Vizcaya y del Atlántico Norte (García-Mon-déjar, 1989). En la Cuenca del Duero, la transgre-sión produce el desarrollo de la extensa plataformacarbonatada norcastellana en el mar epicontinentalresultante (Amiot et al., 1982) implantándose sobre


Figura 75. Esquema geológico del norte de la Península Ibérica con la situación de la zona estudiada a partir de las líneas sísmicas. A rayas se re-presenta la zona complementada con datos de Redondo et al. (1995). Modificada de Santiesteban et al. (1996).

Cordillera Cantábrica 200 km

-6° -4° -2°

M a r C a n t á b r i c o

43°

42°

41°

50 km

VALLADOLID

SALAMANCA

LA BUREBA

ALMAZAN

Sistema Central

Sierra de La Demanda

CUENCA DELDUERO

BILBAO

Mon

tes

de L

eón

ÁREA DEESTUDIO

LEÓN

BURGOS

C.RODRIG

O

N

FALLAS NORMALES

CABALGAMIENTOS Y FALLASINVERSAS ALPINAS

ZONA CANTÁBRICA

ZONA ASTUROCCIDENTAL-LEONESA

ZONA CENTROIBÉRICA

MESOZOICO(fundamentalmente carbonatado)

ROCAS ÍGNEAS

CENOZOICO

NEÓGENO (lacustre)

CuencasCenozoicas

OVIEDO


Figura 76.Mapa geológico de la zona estudiada. Se han situado las líneas de sísmica de reflexión interpretadas, los sondeos de apoyo y los cortes geológicos de las Figuras 77 y 86. La línea blanca de rayas representa el límite septentrion


de las Figuras 77 y 86. La línea blanca de rayas representa el límite septentrional del Mesozoico en el autóctono, cobijado bajo el cabalgamiento frontal alpino.


los antiguos relieves positivos paleozoicos situadosal O y SO.

Actualmente los materiales cretácicos afloran a lolargo de casi todo el borde N de la Cuenca del Due-ro, orlando el límite entre los materiales paleozoicosy terciarios (Fig. 76). Las rocas cretácicas más anti-guas de la serie reciben diferentes nombres localescomo Formación Voznuevo y Vozmediano (Evers,1967), aunque actualmente se atribuyen a la Forma-ción Utrillas del Albiense superior-Cenomaniense,definida por Aguilar et al. (1971).Son los materialesque marcan el inicio de la transgresión que comien-za en el NE y el tránsito de condiciones continenta-les a marinas en la zona sobre la que posteriormentese asentará la plataforma carbonatada. Se trata deuna formación terrígena, correspondiente a un am-biente fluvial distal, que verticalmente pasa a me-dios mareales marinos con una dirección de aportesdel SO (Floquet, 1991). Los materiales que la for-man son esencialmente arenas y areniscas, a vecesconglomeráticas, de colores blanquecinos, amari-llentos o rojizos con granos de cuarzo, cuarcitas, si-lex y feldespato potásico, con matriz arenosa y pasa-das de arcillas. En general, la potencia disminuye deE a O pudiéndose establecer una valor medio de 350m (Colmenero et al., 1982b). En el borde N de laCuenca del Duero se dispone discordantemente so-bre el Paleozoico mientras que hacia el NE, en laCuenca Vasco-Cantábrica lo hace sobre el nivelesdel Jurásico superior-Cretácico inferior marcando latransición entre la sedimentación terrígena y la car-bonatada que caracteriza el Cretácico superior. Lafalla de Becerril constituye el límite entre la CuencaVasco-Cantábrica y la plataforma norcastellana y se-para las dos zonas donde yace sobre distintos mate-riales, ya que representa el borde de la cuenca antesde la transgresión (Espina, 1997). Esta falla actuócomo directa desde el Jurásico superior, con hundi-miento del bloque noreste donde se habían deposita-do materiales desde el Triásico, mientras el bloquesituado al suroeste permaneció como un alto estruc-tural donde se erosionaban los materiales mesozoi-cos previamente depositados. Posteriormente, du-rante la deformación alpina terciaria, sufrió una in-versión tectónica completa que compensó todo eljuego normal mesozoico (Espina, 1997).

Por encima de esta formación se encuentra una su-cesión carbonatada del Cretácico superior que reci-

be diferentes nombres locales. Por ejemplo, se de-nomina Formación Boñar en las cercanías de la lo-calidad del mismo nombre, mientras que está divi-dida en siete formaciones diferentes en la banda deUbierna en el NE. Estos niveles se depositaron enuna plataforma carbonatada que sufrió varias eta-pas transgresivas y regresivas. El espesor de la se-rie carbonatada varía de unas zonas a otras a lo lar-go del borde N de la cuenca, alcanzándose el máxi-mo espesor en la zona oriental (500-600 m) en lascercanías de la falla de Becerril y disminuyendoprogresivamente hacia el oeste, donde llegan a de-saparecer a la altura del meridiano de la Robla (Le-ón). Este acuñamiento de la serie calcárea esconstatable tanto en afloramientos en superficie,como en los perfiles de reflexión de esa zona(Redondo et al., 1995).

La serie carbonatada comienza con unos niveles detransición de margas, areniscas, arcillas y limos detonos grises y amarillos con niveles de arena fina yareniscas calcáreas que se adelgazan hacia el O(Rodríguez Fernández et al., 1994). La edad de es-tos materiales varía a lo largo del borde, pero abar-ca el periodo Turoniense-Santoniense, al igual quesu potencia que oscila entre 80 y 170 m. Por enci-ma se deposita una serie carbonatada concordantede calizas y margas con una potencia de hasta 300m correspondiente al Santoniense-Campanienseque hacia el este llega a tener edad Maastrichtiense(Carballeira, 1969). La serie marina evoluciona ha-cia techo a sedimentos con una creciente influenciacontinental que supone el comienzo de la regresiónmarina y la transición Cretácico-Terciario.

El Terciario

Con el cambio del régimen tectónico distensivocretácico al compresivo Terciario, relacionado conla compresión de Iberia contra la Placa Europeapor el empuje de África, que produjo el levanta-miento de los Pirineos y el cierre parcial del Golfode Vizcaya, se produjo en esta zona una inversióntectónica y una importante variación paleogeográ-fíca. Debido a la compresión se formó un plieguede propagación de falla, con el flanco frontal inver-tido, que afecta a los materiales meso-terciarios yconstituye el borde septentrional de la cuenca. Elpliegue está relacionado con un cabalgamiento ver-gente al S que afecta el basamento hasta 14 km de



profundidad, con una inclinación de 15° y un des-plazamiento de 25 km (Fig. 77a). Este cabalga-miento alpino no aflora en superficie, pero produjola inversión del Mesozoico (Fig. 77b) y el levanta-miento de la Cordillera Cantábrica (Alonso et al.,

1996). Esta elevación de la cordillera marcó el ini-cio del desarrollo de la cuenca de antepaís terciariadel Duero, propiamente dicha. Desde ese momentola cuenca se rellenó paulatinamente por abanicosaluviales progradantes hacia el centro de la misma,


SSO NNE

Falla deBecerril

Anticlinal de Santibáñez

4000

2000

0 m

-2000

-4000

20°

22,5 km

S NKm

-15

-10

-5

5

0

S N

Terciario

Cretácicosuperior

Triásico -Jurásico

Basamento

a)

b)

c)

0 m

2000

4000

-2000

Figura 77. a) Corte geológico de la Cordillera Cantábrica y borde norte de la Cuenca del Duero. Obsérvese el levantamiento de la cordillera yformación del borde de la cuenca por el emplazamiento de un cabalgamiento alpino vergente al sur en el basamento paleozoico (Alonso et al.,1996). b) Corte geológico del borde de la cuenca al este de Guardo según Marín (1997) en una sección próxima a ESCIN-2. c) Corte geológicodel borde norte de la cuenca en la banda de Ubierna, según Espina (1997). Situación de los cortes en la Figura 76.


enraizados en los jóvenes relieves que se estabanformando en el N y que terminarían colmatándola.En el borde NE, en la denominada banda de Ubier-na (entre la falla de Becerril y el anticlinal de San-tibáñez), la deformación alpina produjo el rejuegoinverso de la falla normal de Becerril que invirtiósu movimiento, compensando totalmente su juegoextensional. El bloqueo de dicha falla originó untren de pliegues en el bloque inferior que se rele-van progresivamente hacia el centro de la cuenca(Espina et al., 1996; Espina, 1997). Los plieguesson asimétricos y en ocasiones desarrollaron cabal-gamientos en sus flancos meridionales (Fig. 77c).

Los primeros depósitos terciarios corresponden a laFormación Vegaquemada (Evers, 1967), que tieneun espesor variable, con un máximo de 350 m ypuede dividirse en dos miembros. El inferior espreorogénico, no tiene un afloramiento continuo alo largo del borde de la cuenca y alcanza una po-tencia máxima de 125 m. Está formado por calizas,areniscas y lutitas (Colmenero et al., 1982a) y esconcordante con el Cretácico, representando eltránsito de condiciones marinas a continentales (fa-cies Garumniense). El tramo superior es discordan-te con el anterior, más potente y marca el inicio dela actividad tectónica durante el Paleógeno. Estácompuesto por una serie de secuencias granodecre-cientes de conglomerados polimícticos a lutitas,provenientes de la erosión de rocas del macizo pa-leozoico y de los sedimentos preorogénicos cretá-cicos y paleógenos (Fig. 78).

Por encima se depositaron los sistemas de abanicosaluviales poligénicos de Cuevas y Candanedo (Ma-besoone, 1959; Evers, 1967), de gran potencia (su-perior a 1200 y 900 m respectivamente) y exten-sión, que forman coladas masivas de conglomera-dos de clastos carbonatados cretácicos y poligéni-cos paleozoicos, respectivamente. Su datación esdifícil por la ausencia de registro paleontológicoaunque Colmenero et al. (1982a y b) los atribuyenal Oligoceno-Neógeno. En la banda de Ubierna, laFormación Vegaquemada y el sistema de Cuevaspasan lateralmente a la Formación Ojeda, de carac-terísticas similares (Espina, 1997). En esta forma-ción existe una datación realizada con fauna de os-trácodos en unas calizas lacustres que ha propor-cionado una edad Oligoceno superior a más de1000 m de la base (López Olmedo et al., en pren-

sa). La sedimentación terciaria continuó con el de-pósito discordante de los abanicos de Modino,Quintana de la Peña, Puente Almuhey y poligénicode Aviñante que son sistemas aluviales coalescen-tes en sus zonas distales formados por conglomera-dos poligénicos de clastos paleozoicos. Su edad esMioceno pre-Vallesiense (Mabesoone, 1959) conun espesor de unos 100 m. El ciclo sedimentarioterciario culminó con el depósito discordante y enocasiones erosivo de los Sistemas de Vidanes, Ce-goñal, Guardo, Aviñante silíceo y Cantoral. Todosellos están formados por conglomerados de clastossilíceos paleozoicos. El dato de edad más modernoprocede de un yacimiento de mamíferos en Relea(Palencia) cuya edad es Mioceno superior (Porteroet al., 1982) y se encuentra por debajo de depósitossilíceos postectónicos, por lo que data los últimoseventos tectónicos.

5.2. Los sondeos

En la zona estudiada hay un total de 3 sondeos (si-tuación en la Figura 76) realizados para la explora-ción de hidrocarburos entre los años 1969 y 1990,cuyas características técnicas se han resumido en laTabla VIII. Los datos de estos sondeos han sidofundamentales como apoyo de las interpretacionesde las líneas sísmicas. Los datos técnicos y las co-lumnas geológicas sintéticas de los sondeos Peña yVillameriel fueron extraídos de Lanaja (1987). Losdatos del sondeo El Campillo, cedido por REPSOL


Vidanes CegoñalGuardo

Aviñante silíceo Cantoral

Modino

Quintanade la Peña

Puente Almuhey

Aviñantepoligénico

Cuevassup.

Cuevassuperior

Cuevasinferior

Candanedo

VegaquemadaVegaquemada

Cistierna Pte. Almuhey Guardo Cantoral

CRETÁCICO

10 km

Figura 78. Distribución vertical y lateral (E-O) de los abanicos alu-viales terciarios en la zona occidental del área estudiada, entre Cistier-na y Cantoral. Modificada de Colmenero et al. (1982a).


EXPLORACIÓNy que será descrito en detalle enun próximo apartado, proceden del informe delsondeo de Delgado (1990) que incluye todos losdatos técnicos de diagrafías, descripción litológicadel sondeo, etc.

El sondeo “El Campillo”

El sondeo El Campillo fue realizado en la provin-cia de Palencia entre enero y mayo de 1990. Fuecontratado por REPSOL EXPLORACIÓNpara in-vestigar la existencia de hidrocarburos en la For-mación Utrillas y en niveles del Cretácico superioren una trampa anticlinal localizada previamentemediante experimentos de sísmica de reflexión. Elsondeo se emplazó a una altura de 1129,10 m en elpunto de tiro 550 de la línea N10 y la perforacióncomenzó sobre conglomerados poligénicos tercia-rios (Mioceno-Oligoceno). Los resultados de la in-vestigación fueron negativos por lo que se abando-nó la perforación una vez alcanzada la profundidadfinal de 2825 m, momento en que se estaban atra-vesando niveles paleozoicos atribuidos al Ordoví-cico superior o Silúrico.

Además de la descripción litológica del sondeo, re-alizada sobre muestras tomadas en intervalos varia-

bles entre 2 y 5 m, se realizaron otra serie de testi-ficaciones y estudios geológicos y geofísicos: i) es-tudio palinológico, bioestratigráfico, estratigráfico,geoquímico y micropaleontológico; ii) pruebas deproducción de hidrocarburos; iii) testificación eléc-trica; iv) diagrafía sónica (sonic-log), perfil sísmi-co vertical (VSP) con vibroseisy testificación sís-mica de velocidades.

A lo largo del sondeo se localizaron dos discordan-cias angulares, la primera de ellas entre el Terciariocontinental y los materiales de la facies Garum y lasegunda entre la Formación Utrillas y el paleozoi-co infrayacente. La columna estratigráfica simplifi-cada del sondeo (Figs. 79 y 80A) se presenta en laTabla IX.

La elaboración de un sismograma sintético (Apar-tado 1.2 y Fig. 80c) a partir de la diagrafía sónicacompensada de velocidades (Fig. 80b) permitió re-conocer en los perfiles sísmicos los reflectores co-rrespondientes al techo de las calizas cretácicas(base del Terciario), techo de la Formación Utrillasy la base del Mesozoico en el perfil N10, que sir-vió de punto de partida para la interpretación delresto de perfiles.


Tabla VIII. Localización y características técnicas de los sondeos de prospección de petróleo en la Cuenca del Duero. Situación de los sondeosen la Figura 76.


Correlación entre los sondeos

Los tres sondeos atraviesan una potente sucesiónterciaria (incluyendo el Garum) con una potenciaentre 1572 y 2227 m (Fig. 79). La sintética des-cripción litológica de los sondeos Peña y Villame-riel no permite diferenciar claramente los distintossistemas de abanicos aluviales y formaciones ter-ciarias, aunque intentaremos hacer una división ycorrelación del Terciario en base a los datos delsondeo El Campillo. La parte alta de los sondeosPeña y El Campillo está formada por conglomera-dos y microconglomerados (930 y 1004 m de po-tencia respectivamente) que corresponde a los sis-temas de abanicos superiores definidos previamen-te y que en el sondeo Villameriel se correlacionacon 1200 m de arcillas arenosas que correspondena las facies distales de dichos abanicos. Por debajo,en el sondeo Villameriel se describe una serie de750 m de arcillas calcáreas con pasadas de arenis-cas y conglomerados mientras que en El Campillohay una serie de 827 m de areniscas y arcillas conpasadas de microconglomerados con algunas cali-zas y margas hacia muro. Estos niveles se interpre-tan como facies distales del complejo de Cuevas yla Formación Vegaquemada. En estos dos sondeos

el Garum lo forman una serie de arcillas abigarra-das algo arenosas y/o calcáreas con una potenciade 277 y 64 m respectivamente. La potencia atri-buida al Garum en el sondeo Peña es de 632 m, sinembargo, la gran disparidad de las potencias delGarum y Terciario entre este sondeo y los dos ante-riores nos ha llevado a pensar que en realidad sehan incluido bajo la denominación Garum las arci-llas propiamente dichas y los niveles inferiores delos abanicos terciarios suprayacentes cuyas faciesdistales son parecidas.

Frente a las fuertes variaciones laterales, tanto depotencia como de facies, observables en el Tercia-rio sinorogénico, el Cretácico situado discordante-mente por debajo, muestra una mayor homogenei-dad litológica y es prácticamente isopaco, lo queindica una aparente estabilidad en la plataformacalcárea donde se está depositando. En El Campi-llo se atraviesa una serie de 434 m de calizas,calcarenitas, margas y dolomías con algunos nive-les de arcillas, sobre todo hacia muro, cerca de latransición con la Formación Utrillas. En Peña y Vi-llameriel la potencia de la sucesión carbonatada esde 443 y 405 m respectivamente. Los últimos ma-teriales cretácicos atravesados son las arenas de la


Tabla IX . Columna estratigráfica sintética del sondeo El Campillo. Profundidad en m referida a la altura de la mesa del sondeo 1135 m.


Formación Utrillas discordantes sobre el paleozoi-co con una potencia variable entre 217 y 237 mdonde se incluyen los niveles de transición a la se-rie carbonatada superior. Cabe destacar que en elsondeo Peña, debajo de esta formación hay descri-tos 75 m de arcillas, areniscas y conglomeradosatribuidos al Wealdense, pero como hemos visto,hay criterios geológicos de campo que hacen muydiscutible esta atribución, como es la ausencia deniveles anteriores a la Formación Utrillas al SO dela falla de Becerril.

Descripción del sismograma sintético, reflectoresinterpretados

Pasaremos a describir la correlación entre las refle-xiones del sismograma sintético (Fig. 80) y de la lí-nea N10 y a enumerar los niveles que se han selec-cionado para interpretar en este estudio. En la Fi-gura 81 se ha situado el sismograma sintético en ellugar que ocupa el sondeo El Campillo (punto detiro 550) en la línea N10. La correlación es buenaentre las reflexiones del sismograma sintético y dela sección sísmica real. Las diferencias observablesentre ambos son razonables teniendo en cuenta queuna traza de la sección sísmica es la respuesta me-dia de un área con una extensión lateral de varioscientos de metros, mientras que al testificar un son-deo la información que se obtiene es de menos deun metro alrededor del sondeo.

En el sismograma sintético (Fig. 80c) se puedenver una serie de reflexiones intraterciarias entre 0,3y 1,1 s en tiempo doble (T.D.) que en general tie-nen una buena correlación con las reflexiones ob-servables en la sección sísmica (Fig. 81) entre 0 y0,9 s, pero de difícil atribución a un nivel geológi-co concreto por no haber ningún nivel guía en laserie. El Terciario se caracteriza por ser altamentereflectivo con un elevado número de reflexionessubhorizontales, generalmente paralelas, de granamplitud y baja o moderada frecuencia que tienenuna continuidad lateral de decenas de kilómetros.Inmediatamente por debajo, en el sintético, se ob-servan 3 fuertes reflexiones de gran amplitud, laprimera de las cuales se correlaciona con el techodel Garum y la segunda (0,9 s) con el techo de lasucesión carbonatada cretácica. En un principio seintentaron interpretar ambos niveles en toda la zo-na del estudio, aunque finalmente se desestimó la

interpretación del techo del Garum ya que no man-tenía su continuidad lateral en otros perfiles y eradifícil de seguir con una mínima fiabilidad. La re-flexión del techo de las calizas cretácicas era fácil-mente correlacionable y por ello fue el primer nivelescogido para su estudio. El Cretácico carbonatadomuestra una facies sísmica dominada por reflexio-nes paralelas, de menor frecuencia y más energéti-cas aunque en ocasiones la amplitud decae de talmodo que llega a ser casi reflectivamente transpa-rente como consecuencia de su homogeneidad lito-lógica, como se puede ver bajo el punto de tiro 520en el perfil N10. Por debajo, el contacto con la For-mación Utrillas produce una reflexión muy débilen el sintético, que sin embargo se correlaciona conuna fuerte reflexión, a 1,1 s, de gran amplitud ycontinuidad lateral en la sección sísmica, que enocasiones va acompañada por otra reflexión similarinmediatamente por encima. Esta fábrica sísmicase mantiene en el resto de perfiles, por lo que fue

ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS: PERFILES ESCI-N 135aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaa??

1004

18311895

2329

2555

930

1572

0

0

2015

2252

0

1200

1950

2227

2632

2849

0 m

1000

500

N

3404740

390

4700

CAMPILLO(1135 m)

PEÑA(1180 m)

VILLAMERIEL(916 m)

Paleozoico

Fm. UtrillasCretácicoSuperior

Garum

TerciarioaaaNivelescalcáreos

Figura 79. Correlación de los niveles interpretados en los tres sondeospara prospección de petróleo empleados como apoyo en la interpreta-ción de los perfiles sísmicos (profundidades referidas al nivel de basede cada sondeo). Situación en la Figura 76.


escogido como segundo nivel para interpretar. Elúltimo nivel seleccionado es la discordancia Meso-zoico-basamento paleozoico que produce una débilreflexión (1,18 s T.D.) tanto en el sintético comoen la sección sísmica, al contrario de lo que a prio-ri se podía esperar. Hay que mencionar que esta re-flexión es de difícil seguimiento lateral y en gene-ral se ha interpretado en el nivel que separa los re-flectores cretácicos, de gran continuidad lateral, deotros con una facies de reflexiones cortas, disconti-nuas y subhorizontales o levemente inclinadas quecaracteriza la reflectividad del basamento.

5.3. Los perfiles de sísmica de reflexión

Para la realización de este estudio se interpretaronun total de 38 líneas de sísmica de reflexión, perte-necientes a las campañas Duero-Reinosa, con cla-ves DR85, DR87 y DR88. Para facilitar la lecturade la memoria se han sustituido los nombres origi-nales, algunos tan engorrosos como DR87-01VD,por nombres más sencillos como E10 y en el Ane-xo I se encuentran las tablas de equivalencias delos nombres. La longitud total de los perfiles supe-ra los 1100 km y cubren un área de 6400 km2 en lasprovincias de León, Palencia y Burgos (Fig. 82).25 líneas tienen una orientación N-S a NE-SO, per-pendicular al borde de la cuenca y a la dirección delas estructuras alpinas (perfiles denominados Nxx).Las 13 restantes tienen una orientación E-O aNO-SE y cortan subperpendicularmente a las ante-riores (perfiles denominados Exx). Las líneas for-man una malla que permite correlacionar las es-tructuras interpretadas en dos dimensiones y obte-ner una imagen tridimensional de las mismas.También se consultaron otras 6 líneas situadas aloeste de las primeras para estudiar la estructura delborde de la Cuenca hasta su extremo occidental. Elnivel de base (datum plane) de todas las campañases 900 m sobre el nivel del mar.

Descripción de las fábricas sísmicas

En este apartado se describen los rasgos que carac-terizan a las fábricas sísmicas de los materiales in-terpretados en los perfiles de la campañaDuero-Reinosa (DR). Si la labor de sintetizar lascaracterísticas de la fabrica sísmica estudiada en 38perfiles de sísmica de reflexión, que cubren un área

aproximada de 6400 km2, es complicada, todavía loes más en el caso del Terciario de la Cuenca delDuero por tratarse de materiales sinorogénicos, confrecuentes cambios laterales de facies, que ademásse forman por la coalescencia de abanicos aluvialesde distintas procedencias. La palabra que define lafabrica sísmica terciaria es la variabilidad, que estanto más acentuada cuanto más nos acercamos alborde septentrional de la cuenca, mientras que enlas zonas distales la fábrica es más homogénea.

La reflectividad del Terciario es muy buena y secaracteriza por reflectores mayoritariamente para-lelos, alternándose aquellos con longitudes de has-ta decenas de kilómetros, con otros más cortos eincluso niveles acústicamente transparentes. Lafrecuencia dominante es más alta que la de los re-flectores cretácicos. Dentro del Terciario no se ob-servan discordancias, excepto en las zonas dondese desarrollan abanicos de capas y discordanciasprogresivas en relación con cabalgamientos comolos de Santibáñez, Campillo o el cabalgamiento delborde norte de la cuenca. Son frecuentes las varia-ciones laterales de la reflectividad, sobre todo enlas zonas cercanas al borde de la cuenca como sepuede ver en la Figura 81 donde la facies sísmicadel nivel T2 varía lateralmente a ambos lados delcabalgamiento del Campillo. También es frecuenteobservar variaciones de la reflectividad en la verti-cal, más frecuentemente en las cercanías del borde,aunque no se puede definir un patrón común de va-riabilidad ya que con frecuencia perfiles paralelosy contiguos muestran una estructuración verticaldiferente. En el sector N del perfil N08 (Anexo III-b) se puede ver que la reflectividad es mucho másalta en la parte inferior del Terciario que en la su-perior, mientras que en el sector S del mismo perfilo en el E12 (Anexo IV-b) la reflectividad es homo-génea tanto vertical como lateralmente. El Tercia-rio yace discordante sobre el Cretácico, aunque lasdiscordancias son de bajo ángulo y observables agran escala, como en el extremo oriental delE03-este (Anexo IV-c) y sobre todo en los perfilestransversales, como el N03 (Anexo III-a) donde sedispone en onlap. La última característica del Ter-ciario es que su potencia varía considerablemente,como se puede observar en la Figura 89d (isobatasde la base del Cretácico). Con frecuencia no sepuede determinar exactamente la potencia máxima




Figura 80. A) Columna estratigráfica sintética del sondeo El Campillo (misma leyenda que la Fig. 79). B) Registro de velocidades (sonic-log) ca-librado obtenido en el sondeo. C) Sismograma sintético obtenido al realizar la convolución de una onda Ricker de fase 0 con la serie de coeficien-tes de reflexión. Las flechas indican los niveles que fueron interpretados en los perfiles de reflexión. D) Serie de coeficientes de reflexión calcula-do en el ordenador a partir de la curva de impedancia acústica. E) Curva de impedancia acústica obtenida a partir del registro de velocidades (B)al aplicarles las densidades calculadas mediante la ley de Gardner (Apartado 1.3).


T1

I IIESCALA HORIZONTAL ≠ VERTICAL

T2

T1

T3

T1

T2

S

Prof.(m)

Prof.(m)

Prof.(m)

III

Cretácico

550 530 510 490550570590610630650670690710730750

E07SP.T.

CAMPILLO

T.D.(s)

1.0

0.5

0.0

1.5

2.0

220240260

1.0

0.5

0.0

1.5

2.0

T1

T2

T3

Cretácico carbonatadoCretácico carbonatadoCretácico carbonatado

Fm UtrillasFm UtrillasFm Utrillas

Figura 81. a) Localización del sondeo El Campillo y el sismograma sintético en la línea N10 para correlacionar los reflectores de la línea con horizontes geológicos. El reflector S corresponde a miento de Santibáñez en la Figura 85. b) Reconstrucción de las diferentes etapas de formación de las estructuras y depósito de los niveles T1, T2, y T3. La escala horizontal es distinta de la escala ve


ORIZONTAL ≠ VERTICAL

T3

T1

T2

5 kmProf.(m)

III

530 510 490

N10

NMPILLO

100120140160180200220240260

N10

eflectores de la línea con horizontes geológicos. El reflector S corresponde a la base del abanico de capas relacionado con el cabalga-ósito de los niveles T1, T2, y T3. La escala horizontal es distinta de la escala vertical (ver desplegable).


original del Terciario, ya que está tectónicamentelevantado y erosionado en su parte superior. Lasvariaciones de espesor están especialmente marca-das en la dirección S hacia donde se acuña, a la vezque el basamento pierde profundidad (Anexo III-ay b). También se observan variaciones de espesoren perfiles con otras orientaciones como el E03-es-te (Anexo IV-c). En el sector sur las variaciones deespesor son especialmente importantes en la direc-

ción N-S, no así en la dirección E-O donde son pe-queñas y graduales (Anexo IV-b).

La reflectividad de la serie cretácica es muy buena.En general los reflectores son más energéticos quelos terciarios, aunque presenta niveles intercaladoscon amplitudes muy bajas, casi acústicamentetransparentes (extremo oeste del Anexo IV-b). A te-cho del Cretácico se encuentran dos o tres reflexio-nes de gran amplitud y continuidad, habiéndose es-


PALENCIALEON

ZAMORA

BURGOS

N03

- A

NE

XO

III

N05

E12 - ANEXO IV

N08

- A

NE

XO

III

E10

N18

N19N20

E04

N17

N16

- A

NE

XO

III

N15

- A

NE

XO

IV

E02

E11

E08

N14

E09N

13

N12

N09

N07

N04

N01E03 - ANEXO IV

E07

N06

N10

E05

E06 N11

E13

E01 - ANEXO IV

N02

580

200

20

100

200

120011

0020

0

100

100

100

1400

200

200

100

100

200

600

60060

0

1600

1200

600

1800

200

1120

600

1350

20

100

200

200

600

1600

5401000

1400

1700

1800

130

1150

2200

1000

14001000

1000

600

1000

600

2330

200

01800

1910

1690

1400

600

200

0

200

100

1100

12060

0

1290

1000

100100

400

810

1810

1200

710

600

920

600

730

100

600 800

1600

200

1990

930

200

100

200 600

700

1000

1230

100

1080

1200

100

1080

1200

100

530

100

200

10020

0

42045

0

200

600

810

810

1600

100

200 200

600

700

600

680

100

200

100100

200

760

600

200

110

1600

600

600 100

1810

690

600

120

200

1060

450

560

200

100

560

800

1200

400

400

600

800

1000

1186

ESCIN-2

Campillo

Peña

Villameriel

4°30'O4°30'O4°30'O5°00'O5°00'O5°00'O

42°50'

42°30'42°30'42°30'

340 360 380

4740

4720

4700

CERVERADE PISUERGA

CANTORALGUARDO

CISTIERNACISTIERNACISTIERNA

Figura 82. Mapa con la situación de las 38 líneas interpretadas y de los sondeos El Campillo, Peña y Villameriel. Los nombres originales de laslíneas se encuentran en el Anexo I.


tablecido el límite Terciario-Cretácico en la segun-da de ellas (Fig. 80c). Los reflectores son paralelosentre sí y las frecuencias predominantes son másbajas que las del Terciario. El Cretácico se disponediscordante sobre el basamento, aunque la discor-dancia no se observa muy claramente en los perfilessísmicos debido a la escasa estructuración internade las reflexiones del basamento. El límite entreambos no constituye un fuerte reflector, como eraprevisible, sino que se localiza por un cambio de fa-cies marcado por la pérdida de coherencia de las re-flexiones del basamento. La potencia del Cretácicono tiene bruscas variaciones, oscilando entre 0,25 y0,4 s. La serie aumenta su potencia hacia el sur ysobre todo destaca la marcada reducción del espe-sor hacia el oeste, llegando a desaparecer las calizascretácicas totalmente a la altura de la Robla.

La reflectividad del basamento es muy heterogénea,por lo que no se puede hablar de unos rasgos comu-nes diferenciales. Nos limitaremos a citar las dife-rentes fábricas observables. En general el basamen-to es poco reflectivo dominando los reflectores cor-tos, subhorizontales o ligeramente inclinados (Ane-xo IV-b). En ocasiones, reflexiones más energéticasse disponen paralelas a la cobertera aunque con me-nor amplitud, frecuencia y organización interna, co-mo en la mitad occidental de la línea E03-este(Anexo IV-c) donde localmente incluso forman unángulo con la serie cretácica. Otra estructura fre-cuente son los reflectores o bandas de reflectoresalineados e inclinados al N bajo la cobertera o másfrecuentemente en el Paleozoico al N de la Cuencadel Duero (Anexo III-a) que suelen alcanzar la basedel perfil. En muchas ocasiones los reflectores delbasamento tienen amplitudes similares a las de lacobertera y dibujan estructuras curvadas complejasde difícil interpretación, como en la línea N08(Anexo III-b) bajo el punto de tiro 1000.

La estructura del sector NE de la Cuenca del Duero

En este apartado se describen una selección repre-sentativa de las líneas interpretadas y de las es-tructuras observadas en ellas. Se hará especial hin-capié en la descripción de las estructuras localiza-das en la Cuenca del Duero propiamente dicha,por cuanto la estructura del borde y zonas paleo-zoicas se abordará más detalladamente en aparta-dos posteriores. Se describirán un total de siete lí-

neas, cuatro transversales a las estructuras y treslongitudinales a las mismas.

Línea N03.El perfil sísmico N03 (Anexo III-a) es-tá orientado en dirección N-S y tiene una longitudde 70,2 km. Por el norte comienza en los materia-les paleozoicos situados al norte de la falla de Leóny atraviesa materiales sinorogénicos del carbonífe-ro antes de cruzar el borde de la Cuenca del Dueroy adentrarse en el Terciario. La calidad del perfil esmuy buena, excepto en el registro de los materialespaleozoicos donde la reflectividad decrece. Aúnasí, en esa zona se pueden distinguir tres bandas dereflectores alineados e inclinados al norte, que cor-tan todo el perfil desde la superficie hasta su límiteinferior. Cabe reseñar que éste es el perfil donde elcabalgamiento alpino del frente de la cordillera tie-ne un mayor desplazamiento, cortando y cobijandoa toda la serie meso-terciaria con un ángulo bajo.

El depocentro original del Terciario, una vez res-tituida la serie a su posición horizontal, se locali-za inmediatamente por delante del cabalgamientodel frente, aunque un levantamiento posterior deesta zona produjo el basculamiento hacia el surdel Terciario y su máxima potencia actual (1,52 s)se encuentra desplazado unos kilómetros por de-lante del frente. Desde el depocentro hacia el surlos reflectores terciarios son subhorizontales y pa-ralelos entre sí. La serie terciaria reduce su espe-sor en esa dirección, a la vez que el basamentopierde profundidad.

El Terciario yace discordante sobre el Cretácico,disponiéndose en onlap hacia el sur, aunque local-mente puede parecer concordante por ser la discor-dancia de muy bajo ángulo. Dentro de la serie ter-ciaria no se encuentran discordancias angulares ypueden diferenciarse dos niveles con distinta reflec-tividad. El inferior es menos reflectivo y se acuñahacia el sur hasta desaparecer casi en el extremomeridional del perfil. El superior es más reflectivoy también se acuña en la misma dirección, aunquela disminución de espesor es menos acentuada.

Los reflectores de la serie Cretácica tienen en ge-neral muy buena continuidad lateral y son másenergéticos que los terciarios. Tiene un espesor de0,25 s y es prácticamente tabular, aunque aumentaligeramente su espesor hacia el sur hasta alcanzar0,3 s. En el norte los reflectores están basculadoshacia el sur, junto con el Terciario, mientras que



desde el depocentro hasta el extremo sur, se incli-nan ligeramente hacia el N, formando una rampacon una pendiente muy constante. En el extremosur el Cretácico está afectado por cuatro fallas in-versas inclinadas al S. Algunas de ellas sólo cortana la base del Mesozoico, produciendo un pequeñopliegue de propagación de falla fosilizado por el

Terciario, mientras que otras incluso afectan a losprimeros niveles terciarios.

El basamento bajo la cobertera es transparente yúnicamente se observan unas reflexiones conspi-cuas inclinadas al N bajo los CDP 600 y 840.

Línea N08.El perfil sísmico N08 (Anexo III-b) tie-ne una dirección N-S y una longitud de 45,4 km.


Figura 83. Detalles de las líneas N06, N11 y N14 mostrando la evolución lateral del cabalgamiento del Campillo hacia el E y O a sendos plie-gues monoclinales (Cretácico sombreado). En el recuadro se muestra la situación de los perfiles interpretados y en negrita los perfiles representa-dos en la figura.


Su extremo septentrional comienza en el paleozoi-co al norte del borde de la cuenca y en su mayorparte discurre sobre el Terciario. La reflectividaddel perfil es muy buena, incluyendo la imagen delcabalgamiento alpino que corta y cobija a la seriemeso-terciaria, aunque con un desplazamiento lige-ramente inferior al del perfil anterior.

El Cretácico y Terciario son horizontales por de-lante del frente de la cordillera, hasta el P.T. 980donde progresivamente comienzan a inclinarse ha-cia el sur, formando un pliegue monoclinal con elflanco sur fallado. La falla es inversa, verge al sury tiene una trayectoria subvertical en la cobertera,mientras que en el basamento pierde inclinación yse inclina al norte. A esta estructura se le ha deno-minado cabalgamiento del Campillo y su traza tie-ne una dirección E-O. El desplazamiento produci-do por la falla es pequeño y se consume en la partesuperior del Terciario donde se desarrolla un abani-co de capas, por delante del cabalgamiento, que sehorizontalizan progresivamente hasta que los últi-mos niveles terciarios yacen horizontal y discor-dantemente sobre los niveles inferiores del abani-co. En el bloque cabalgante el basamento está ele-vado formando el levantamiento del Campillo, quetambién se observa en otras líneas cercanas comola N10 (Fig. 81).

El Terciario del bloque superior del cabalgamientose estructura en unos niveles superiores menos re-flectivos, sobre otros de mayor reflectividad. Estafábrica sísmica varía al S del cabalgamiento delCampillo donde los niveles inferiores mantienen sufacies sísmica mientras que los superiores aumen-tan lateralmente su reflectividad y espesor.

Por delante del cabalgamiento la serie se encuentrabasculada hacia el S. El basculamiento es produci-do por la evolución del cabalgamiento que produceel levantamiento del bloque norte y origina un plie-gue monoclinal que finalmente se falla. Hacia el Ey O el cabalgamiento termina lateralmente en sen-dos pliegues monoclinales observables en las líneasN14 y N06 respectivamente (Fig. 83). El depocen-tro final del Terciario se encuentra por delante delcabalgamiento bajo el P.T. 800 a 1,48 s. Del depo-centro hacia el sur el Terciario es horizontal, tieneforma de cuña que disminuye el espesor hacia el sury yace discordante disponiéndose en onlapsobre elCretácico que forma una rampa inclinada al N.

La serie cretácica es muy similar a la del perfil des-crito previamente, con forma tabular aunque el es-pesor aumenta ligeramente hacia el S pasando de0,3 a 0,42 s. En esta zona se localizan unas fallasinversas, afectando únicamente al Cretácico, que sepueden correlacionar con las de perfiles contiguos.

El basamento es más reflectivo que en el caso ante-rior. Se pueden distinguir varias estructuras antifor-males de difícil interpretación bajo el P.T. 530 y enla zona del cabalgamiento del Campillo. Este ca-balgamiento se sigue en profundidad por unos re-flectores poco energéticos inclinados al N que tam-bién se observan en los perfiles contiguos y en elperfil de sísmica de reflexión profunda ESCIN-2estudiado en el apartado anterior.

Línea N16.La línea sísmica N16 (Anexo III-c) tie-ne una longitud de 20 km y está orientada en direc-ción NE-SO, perpendicular a la dirección de las es-tructuras del borde de la cuenca en la banda deUbierna. El perfil comienza en el flanco sur del an-ticlinal de Barrio, donde aflora el Cretácico carbo-natado del borde NE de la banda de Ubierna (Fig.84). Atraviesa perpendicularmente a dicha banda, yal anticlinal y cabalgamiento de Santibáñez que lalimitan por el sur.

La reflectividad es buena excepto en el extremoseptentrional donde la serie meso-terciaria está ver-ticalizada en el flanco SO del anticlinal de Barrio.De ese punto hasta el extremo sur toda la coberterase inclina al SO con un ángulo constante. La uni-formidad de la rampa se rompe por la presencia delanticlinal y cabalgamiento de Santibáñez. El flancoN del anticlinal tiene un bajo buzamiento y hacia elN se localiza un sinclinal que discurre por el fondode la banda de Ubierna (Fig. 84). El flanco sur estámás inclinado y se pierde la señal sísmica en la zo-na del cabalgamiento, aunque ésta se recupera alsur del cabalgamiento.

El Terciario es concordante con el Cretácico y susreflectores son isopacos a ambos lados del cabalga-miento de Santibáñez. La cartografía geológica su-perficial (Espina, 1997) indica que esos niveles es-tán involucrados en un abanico de capas en el flan-co sur del anticlinal de Barrio formado en relacióncon la inversión de la falla de Becerril (ver cortegeológico en la Fig. 77c). La cartografía superficialtambién indica que los niveles terciarios superioresdel bloque sur del cabalgamiento de Santibáñez es-




82

Figura 84. Mapa geológico del sector oriental del borde norte de la Cuenca del Duero (banda de Ubierna). A: Anticlinal de Caderamo; B: Anti-clinal de Barrio; C: Anticlinal de Villaescusa; D: Anticlinal de Santibáñez; F.B.: Falla de Becerril. Según Espina et al. (1996).


tán involucrados en un abanico de capas, relaciona-do con el emplazamiento de dicho cabalgamiento,que también se observa en las líneas adyacentescomo la N19 (Fig. 85). Dicho abanico se encuentraen la zona erosionada por encima de la superficietopográfica. La reflectividad es homogénea en elTerciario y no hay acuñamientos ni discordanciasentre los reflectores.

El Cretácico está formado por reflectores paralelos yes prácticamente isopaco, con un ligero aumento de

espesor hacia el sur. El basamento es poco reflectivoy los reflectores paralelos a los de la cuenca son ensu mayoría múltiplos. No se observan reflectores es-tructurados susceptibles de ser interpretados.

Línea N15.La línea N15 (Anexo III-a) tiene unadirección NNE-SSO casi paralela a N16 y una lon-gitud de 16,5 km, siendo la calidad del perfil muybuena. Su trazado es casi perpendicular a las es-tructuras del borde de la cuenca. En su extremonorte comienza en los niveles cretácicos del flanco


N19

0,5

1,0

1,5

450 350400 300

0,5

1,0

1,5

450 350400 300

Fm. Utrillas

Cretácicocalcáreo

Basamento

Terciario

S

1 km

SO NE

CabalgamientoCabalgamientoCabalgamientode Santibáñezde Santibáñezde Santibáñez

???

Figura 85. Detalle de la línea N19 e interpretación de la misma, mostrando el abanico de capas relacionado con el emplazamiento del cabalga-miento de Santibáñez. El reflector S corresponde a la base de dicho abanico, correlacionado también en la línea N10 de la Figura 81a.


SO del anticlinal de Barrio, pero casi todo su traza-do discurre sobre el Terciario del Duero.

Este perfil muestrea la terminación noroccidentaldel cabalgamiento de Santibáñez que en esta sec-ción aparece con una morfología de pliegue mono-clinal entre los P.T. 200 y 400. Los reflectores de lacobertera están inclinados al S en la banda deUbierna, inclinación que aumenta progresivamentehacia el sur, hasta la charnela de la flexión sincli-nal. Esta charnela está cortada longitudinalmentepor dos fallas verticales, posibles retrocabalga-mientos, que hunden el bloque N, afectando al Cre-tácico y parte del Terciario. La expresión superfi-cial de dichas fallas son un par anticlinal-sinclinal,continuación del anticlinal de Santibáñez y del sin-clinal meridional. Desde ese punto hacia el sur, yaen el extremo oriental del levantamiento del Cam-pillo, la serie se inclina progresivamente hacia elsur en lo que constituye la rampa que se forma enel extremo oriental del cabalgamiento del Campi-llo, que evoluciona lateralmente a un pliegue mo-noclinal como se observa en la línea N14 situadainmediatamente al O, en la Figura 83.

El Terciario se dispone concordante sobre el Cretá-cico. Los reflectores de ambos niveles son parale-los y mantienen su espesor prácticamente constan-te. Dentro de la serie terciaria se ha interpretado elreflector S, isocrono con el reflector de la base delabanico de capas formado en el bloque sur del ca-balgamiento de Santibáñez, que se observa en la dela línea N19 de la Figura 85. Dicho reflector es porlo tanto coetáneo con el inicio del emplazamientode dicho cabalgamiento. El basamento es reflectivoaunque no hay una estructuración suficiente comopara interpretar estructuras y la mayoría de los re-flectores son múltiplos de la serie meso-terciaria.

Línea E12.El perfil E12 es la línea con direcciónE-O más meridional de la zona estudiada. Es parale-la a la dirección de las principales estructuras y tieneuna longitud de 72 km aunque únicamente 29,4 seencuentran dentro de la zona del estudio (Anexo IV-b). La reflectividad es muy buena ya que toda la lí-nea discurre sobre materiales terciarios. Las caracte-rísticas descritas para este perfil son extrapolables alos perfiles paralelos situados al norte.

El Terciario es horizontal e isopaco con una poten-cia casi constante entre 1,1 s en el extremo orientaly 1,0 en el occidental. La fábrica sísmica es homo-

génea, caracterizada por reflectores paralelos muycontinuos que alternan con reflectores más cortos.El Terciario se dispone en onlaphacia el oeste aun-que con un ángulo extremadamente bajo.Los reflectores cretácicos tienen menor frecuenciay más amplitud y continuidad lateral que los tercia-rios, hasta el punto de que algunos atraviesan todoel perfil de E a O. La potencia del Cretácico dismi-nuye un 62,5% de oeste a este, pasando de 0,4 a0,25 s. El acuñamiento se produce por reducciónde espesores y no por acuñamientos ni discordan-cias entre los reflectores.El basamento es acústicamente transparente sinninguna estructuración aparente. Las reflexionesmás energéticas que se observan son múltiplos dela serie cretácica.Línea E03 (este).El perfil E03 (Anexo IV-c) tieneuna longitud de 40 km con una dirección NO-SEoblicua a las estructuras del borde N de la Cuencadel Duero y paralelo a las estructuras de la bandade Ubierna. Todo su trazado discurre sobre mate-riales terciarios y la reflectividad es muy buena. Enel NO muestrea los materiales del levantamientodel Campillo y en el SE el bloque cabalgado delcabalgamiento de Santibáñez.La serie sedimentaria tiene una morfología de do-mo muy abierto entre el extremo NO y el P.T. 850en la zona correspondiente al levantamiento delCampillo en las inmediaciones del sondeo Peña.Desde ese punto hasta el límite SE del perfil la se-rie sedimentaria es horizontal.Aunque la base del Terciario actualmente está a ma-yor profundidad en la zona SE del perfil, los reflec-tores muestran que la potencia del Terciario dismi-nuye hacia el SE. El levantamiento posterior de lazona del Campillo es responsable de que la serieterciaria se encuentre más elevada en el NO. La dis-minución de potencia se produce tanto en los nive-les terciarios inferiores, como en los superiores. Lapotencia entre el reflector S, isocrono con la basedel abanico de capas relacionado con el anticlinalde Santibáñez y los reflectores infrayacentes au-menta netamente hacia el frente de la cordillera in-dicando una fuerte subsidencia en esta zona relacio-nada con el levantamiento de la Cordillera. La basedel Terciario es concordante sobre el Cretácico ex-cepto en el SE donde se disponen en onlaphacia elNO con un ángulo muy bajo hasta el P.T. 1100.



El Cretácico está formado por reflectores paralelos ysu potencia disminuye hacia el NO, al contrario delo que ocurre con el Terciario. En el extremo NO es-tá afectado por dos fallas verticales de escasa impor-tancia que afectan también a la base del Terciario.

El basamento es reflectivo en una zona entre losP.T. 860 y 1260, donde los reflectores son fuertes,relativamente continuos y paralelos a la base de lacobertera o ligeramente oblicuos a la misma.

Línea E01.El perfil E01 (Anexo IV-d) está orienta-do en dirección NO-SE y es longitudinal a la direc-ción de las estructuras del borde de la banda deUbierna. Su longitud es de 28,5 km. Sólo la mitadoccidental tiene buena imagen sísmica, mientras lalínea atraviesa los materiales terciarios, ya que lareflectividad decae en los materiales mesozoicos alotro lado del cabalgamiento de Villaescusa, al estedel P.T. 540. En el extremo oeste la serie aflora ensuperficie parcialmente cubierta en discordanciapor los niveles terciarios más jóvenes (Fig. 84) yen el mapa se observa que los niveles inferiores deCretácico (Fm. Utrillas) reposan discordantementesobre el Carbonífero sinorogénico que constituyeel basamento acústico. Desde el borde oeste toda laserie meso-terciaria está basculada hacia el esteformando la semicubeta de la banda de Ubierna yse horizontaliza en las cercanías del cabalgamientode Villaescusa donde se pierde la imagen sísmica.

El Terciario lo forman reflectores paralelos bastan-te continuos que reposan concordantes sobre elCretácico que es prácticamente isopaco. En el ba-samento se observan reflectores paralelos a la basede la cuenca. La mayoría son múltiplos, aunque nose puede descartar que el origen de estos reflec-tores sea la presencia de rocas estratificadas o es-tructuras.

Estructura del frente tectónico sur de la CordilleraCantábrica

La descripción del borde septentrional de la Cuencadel Duero en la zona estudiada se ha dividido endos partes diferenciadas por el tipo de estructurasque se desarrollan y su orientación. El límite entreambas se sitúa en la localidad de Cantoral (Fig. 76).

En la zona occidental, el borde y sus estructuras si-guen una dirección predominante E-O y son coetá-neas con el levantamiento del macizo paleozoico

por un cabalgamiento alpino ciego de bajo ángulovergente al S, descrito por Alonso et al. (1996),que afecta al basamento paleozoico y a los materia-les meso-terciarios. La edad alpina de las estructu-ras del borde de la cuenca ya la puso en evidenciaEvers (1967) que utilizó métodos gravimétricos pa-ra estudiar la profundidad de la cuenca terciaria ydeducir una inclinación de hasta 60°N de la fallainversa del borde. El buzamiento de la rampa ca-balgante deducida a partir de la geología de super-ficie por Alonso et al. (1996) es de 15°, horizonta-lizándose a 14 km de profundidad, y su desplaza-miento al norte alcanza unos 25 km (Fig. 77a). Laestructura del borde propiamente dicho, es la delpliegue de propagación del cabalgamiento, queproduce la rotación, y localmente la inversión, delas formaciones mesozoicas en el flanco frontal delpliegue. El Terciario más antiguo también está lo-calmente invertido y el buzamiento de sus capasdiminuye progresivamente hacia la parte alta de lasucesión, formando una discordancia progresiva.Se han descrito algunas estructuras asociadas al ca-balgamiento, como pliegues menores de direcciónE-O y retrocabalgamientos rotados por cizalla sim-ple, que actualmente aparecen como fallas inversassubverticales (Fig. 77b).

En la zona oriental, la estructura que forma el bor-de de la cuenca es la falla de Becerril, que juntocon el cabalgamiento de Santibáñez limita la bandade Ubierna. Se trata de una falla directa mesozoica,con una dirección NO-SE y fuerte buzamiento alNE, que sufrió una inversión completa como con-secuencia del acortamiento N-S alpino, provocan-do el levantamiento de los mesozoicos del bloqueseptentrional sobre el Cretácico y Terciario de lacuenca que fueron plegados y basculados hacia elSO. Espina (1997) estimó que el salto inverso deesta estructura, 2500-3000 m, es mayor que el di-recto y por medidas de estrías de fallas dedujo quesu movimiento es oblicuo, inverso y dextral (Fig.77c). En la banda de Ubierna el bloqueo episódicode la falla de Becerril originó un tren de pliegues,con dirección NO-SE, formados por buckling queafectan al basamento y la cobertera meso-terciariacon el desarrollo de pliegues asimétricos vergentesal sur con el flanco sur invertido y el flanco nortebuzando hasta 50°. El plegamiento se propagó ha-cia el sur por relevos sucesivos de los pliegues y en




?

??

0 m

5000

0 m

5000

0 m

5000

0 m

5000

0 m

5000

NN

ES

SO

e)

NS d)

CA

MP

ILLO

NS c)

NS b)

LEO

N-1

NS a)

Cre

táci

co

Terc

iario

Bas

amen

to

Figura 86.Cortes geológicos realizados en la Cuenca del Duero y su transición a la Cordillera Cantábrica. Situación en la Figura 76.


los flancos inversos de los pliegues se desarro-llaron cabalgamientos con poco desplazamientocomo los de Villaescusa y Santibáñez (Espina etal., 1996) (Fig. 84).

Pasaremos a describir las estructuras observadas alo largo del borde norte de la cuenca en base a lainterpretación de las líneas de sísmica que lo atra-viesan y la geología superficial. Además se han in-cluido los datos de dos perfiles al oeste de Cistier-na, fuera de la zona estudiada, interpretados porRedondo et al. (1995). Todos estos datos, propor-cionan una imagen completa del borde y la varia-ción lateral de sus estructuras.

Zona occidental.La zona occidental comprende eltramo desde Cantoral hasta el límite occidental de lacuenca (Fig. 76). En la zona más oriental (aproxima-damente hasta Cistierna) el cabalgamiento corta ydesplaza al Mesozoico y Terciario inferior del bordede la cuenca, aunque no llega a aflorar por estar re-cubierto por depósitos postectónicos (Anexo V-a, by c). Al oeste de la citada localidad el cabalgamientofrontal no llega a cortar al mesozoico y su desplaza-

miento se compensa por el pliegue de propagaciónasociado, que conforma el borde de la cuenca.

Al este de Cistierna el cabalgamiento corta al flan-co invertido del anticlinal de propagación de fallaque se desarrolla en el borde de la cuenca (Anexo5-a, c y d). Como se observa en las Figuras 76 y 92,el desplazamiento y cobijamiento del Mesozoico yTerciario inferior es máximo entre Guardo y Cis-tierna, donde ambos están invertidos, especialmenteen la zona de los afloramientos de Carbonífero si-norogénico del Sinclinal de Valderrueda (Fig. 86Cy Anexo V-b), para decrecer progresivamente haciael E y O a la vez que lo hace el ángulo de rotacióndel flanco invertido. En los límites de este tramo,unos kilómetros al O de Cistierna en el extremo oc-cidental y en las inmediaciones de Cantoral en elextremo oriental, el flanco sur del pliegue pasa abuzar hacia el sur en posición normal y el cabalga-miento no llega a cortar a los materiales mesozoi-cos sino que es compensado por el pliegue de pro-pagación. En las líneas N03 (Anexo III-a) y E07 eldesplazamiento real medido en la superficie del ca-


Figura 87. Perfiles sísmicos en el extremo occidental del borde N de la Cuenca del Duero (Tomados de Redondo et al., 1995). Situación en la Fi-gura 76.


balgamiento llega a ser de 8,5 km. En ambas líneasesta superficie es altamente reflectiva y el Cretácicoy Terciario subhorizontales del bloque cabalgadoson claramente visibles, cobijados bajo la superficiedel cabalgamiento. En la línea N03 esta superficieno es completamente plana, y dibuja varias infle-xiones con una morfología de rampa inferior condistintas inclinaciones. El cabalgamiento no llega aaflorar por estar fosilizado por los últimos depósitosterciarios subhorizontales. El mesozoico invertidodel bloque superior está afectado en ocasiones porfallas menores inversas asociadas al cabalgamientoprincipal. El buzamiento observado en el cabalga-miento en la línea N03 es de aproximadamente 24°y se puede seguir en profundidad hasta 4 s (máximaprofundidad de la línea) aunque la reflectividad de-crece sensiblemente por debajo de 2 s.

Hacia el este el cabalgamiento pierde desplaza-miento progresivamente. A la altura de Guardo, lí-neas N04, N06 y N07, el cabalgamiento corta elflanco invertido del pliegue frontal con un despla-zamiento real de unos 3 km que disminuye hasta2,2 km en el perfil N08 (Anexo III-b). En la líneaN06 (Anexo V-c) la reflectividad de la superficiedel cabalgamiento es buena permitiendo el estudiode su morfología. Comienza con una rampa de blo-que inferior con un alto ángulo en el norte, corta elflanco inverso del pliegue de propagación de fallay finalmente adopta una disposición de semirrella-no sin llegar a aflorar. La superficie del cabalga-miento se ve bien en las partes someras, pero pier-de reflectividad por debajo de 1,4 s. Las siguienteslíneas hacia el este no llegan a muestrear todo elborde aunque la geología indica que la serie meso-zoica continúa invertida junto con el Terciario ba-sal (N10). Por encima de este Terciario yace dis-cordantemente otro más joven, que buza unos 50°al sur con la secuencia normal y en poca distanciase horizontaliza. En las cercanías de la línea N12,más al este, el Cretácico ya se dispone vertical(Fig. 86d). Finalmente en la línea N13 (Anexo V-e)la base del mesozoico está inclinada hacia el surcomo consecuencia de que el flanco sur del plieguefrontal se dispone en posición normal; aspecto co-rroborado por los datos de campo en las inmedia-ciones de Cantoral.

Hacia el oeste la transición a un flanco normal y ladisminución del desplazamiento del Mesozoico por

el cabalgamiento es muy rápida. La línea N01(Anexo V-a) ya presenta una estructura formada porel pliegue frontal con el flanco invertido cortadopor el cabalgamiento alpino. Aunque no hay crite-rios para calcular exactamente el desplazamientodel cabalgamiento, se puede estimar que es muchomenor que el descrito para la zona central, ya queno hay casi cobijamiento e inmediatamente debajodel frente del cabalgamiento el Mesozoico se verti-caliza formando el sinclinal de bloque cabalgado.

Más hacia el O, entre Cistierna y el extremo occi-dental de la Cuenca del Duero la serie Mesozoicabuza normalmente hacia el sur, en el flanco delan-tero del pliegue de propagación de falla del cabal-gamiento frontal alpino, pero éste no llega a cortar-la. En Boñar la serie mesozoica está afectada poruna falla subvertical que eleva el bloque sur. Estafalla fue interpretada por Alonso et al. (1996) co-mo un retrocabalgamiento rotado por una cizallasimple relacionada con el cabalgamiento alpinoprincipal (Figs. 86b y 87b). En el sector al oeste deBoñar el buzamiento del Mesozoico del borde de laCuenca es bajo y mantiene el buzamiento casiconstante hasta 20 km al sur del frente de la Cordi-llera Cantábrica. En este tramo está cortado por fa-llas inversas vergentes al N que tienen poco des-plazamiento. Fallas equivalentes se observan en lageología superficial del borde occidental donde losmismos autores interpretan estas fallas como reac-tivaciones y rotaciones de cabalgamientos variscossimilares al descrito previamente (Figs. 86a y 87a).En ambos casos el cabalgamiento no produce refle-xiones conspicuas.

Las reflexiones del Paleozoico al norte del bordede la Cuenca del Duero: Un aspecto muy interesan-te de todos estos perfiles es el estudio de la reflecti-vidad del basamento paleozoico al N de la Cuencadel Duero. Como hemos visto, el cabalgamientofrontal alpino del borde de la cuenca produce, engeneral, unas reflexiones moderadas a fuertes, in-clinadas al norte. En ocasiones se muestran comodos reflexiones continuas de gran amplitud y enotras como bandas de reflectores discontinuos sub-paralelos. En general tienen buena continuidad enprofundidad y algunas se pueden seguir hasta el lí-mite de registro de las líneas sísmicas (4 s) con unainclinación bastante constante. En la mayoría delos perfiles se han encontrado otras bandas con una



fábrica sísmica similar, subparalelas al cabalga-miento alpino del frente, que también atraviesantoda la corteza muestreada y son fácilmente corre-lacionables con importantes fracturas cartografia-das, normalmente variscas. Estas bandas con incli-nación al norte han sido interpretadas como cabal-gamientos alpinos paralelos al del borde, que pro-ducen un rejuego alpino de importantes estructurasvariscas.

Por ejemplo, en la línea N01 (Anexo V-a) en elpunto de tiro (P.T.) 180 afloran en superficie unosreflectores inclinados al N coincidiendo con la po-sición de la falla de Sabero, que constituye el lími-te meridional de la cuenca estefaniense del mismonombre. En la línea N03 (Anexo V-b) se puedendistinguir hasta dos cabalgamientos alpinos para-lelos al cabalgamiento del frente. El primero sale asuperficie en el P.T. 120 coincidiendo con la fallade Morgovejo, que limita la cuenca estefaniensede Valderrueda y también es observable en el P.T.190 de la línea E07. Más hacia el norte, entre losP.T. 450 y 480 hay otra banda ancha, de hasta 0,2 sde potencia, con alta reflectividad, que separa doszonas con distinta fábrica sísmica. Esta bandacoincide en superficie con una importante estruc-tura varisca como es la falla de León, que en esta

zona se manifiesta en superficie como un sistemade fallas anostomosadas de dirección aproximada-mente E-O.

Las estructuras variscas están en general pobre-mente representadas en los perfiles, debido a losfuertes buzamientos que presentan. Sin embargo,se han podido interpretar algunas de ellas, como elcabalgamiento del manto del Esla bajo el P.T. 360en la línea N01 (Anexo V-a). Se manifiesta comoun fuerte reflector inclinado al suroeste, bajo elque se encuentra otro reflector con un trazado sub-paralelo, aunque algo más débil (0,6 s bajo el P.T.380), correspondiente al manto de Corniero queconstituye el autóctono relativo del manto del Eslasegún Alonso (1987). Los reflectores del mantoinferior, sugieren la presencia de un pliegue fron-tal anticlinal en el último manto. En las líneas másorientales de esta zona no se observan reflectoresconspicuos alpinos ni variscos dentro del basa-mento paleozoico. Como hemos visto en el Apar-tado 4, en el perfil ESCIN-2 existen bandas de re-flectores inclinados al N, similares a las descritasen los perfiles anteriores, que atraviesan toda lacorteza superior hasta 5,5-6,0 s.

Zona oriental.La sísmica en esta zona no aportabuena información sobre la estructura del borde yaque únicamente los perfiles más orientales atravie-san la falla de Becerril y la reflectividad decaecompletamente tanto en las inmediaciones de dichafalla como en su bloque NE, como se ve en la líneaN16 (Anexo III-c). En el bloque SO, la denomina-da banda de Ubierna entre la falla de Becerril y elcabalgamiento de Santibáñez (Fig. 84), el tren depliegues y los cabalgamientos que se generan enlas inmediaciones de la falla afectan al basamento(Anexo III-c, Figs. 77c y 86e) y los altos buza-mientos que llegan a alcanzar los materialesmeso-terciarios plegados, impiden que exista ima-gen sísmica en esta zona. La reflectividad de la co-bertera también decae bruscamente en las inmedia-ciones del cabalgamiento de Santibáñez.

El extremo NO de la banda de Ubierna, segmentoentre Cantoral y Cervera de Pisuerga, constituyeel límite entre las zonas occidental y oriental delborde de la cuenca (Fig. 84). El borde toma unadirección NE-SO, con el Mesozoico basculadohacia el SE, oblicua a las estructuras de la zonaoccidental y perpendicular a las de la oriental. Se


TerciarioTerciarioTerciario

Cretácico sup.

Cretácico sup.

Cretácico sup.

CantoralCantoralCantoral

Cervera deCervera deCervera dePisuerga

PisuergaPisuerga

C.S.

C.S.

C.S.

F.B.

F.B.

F.B.

N

Figura 88. Esquema tridimensional de la zona de transición entre labanda de Ubierna y el sector occidental del borde de la Cuenca delDuero (C.S.: Cabalgamiento de Santibáñez; F.B.: Falla de Becerril).Obsérvese el mesozoico rotado hacia el SE en la zona de transición(Cantoral-Cervera) y los pliegues de Villaescusa (al norte) y Santibá-ñez, en la Banda de Ubierna. No escalado.



100010001000

150015001500

1500

1500

1500

100010001000

000

100010001000

500500500

100010001000

250025002500

100010001000

150015001500

200020002000

200020002000

250025002500

250025002500

250025002500

200020002000

200020002000

500500500100010001000

150015001500

150015001500

200020002000

250025002500

200020002000

250025002500

250025002500

252525303030

100010001000

500500500150015001500

200020002000

150015001500

500500500100010001000

150015001500

000

100010001000

000

150015001500

100010001000

150015001500

150015001500

150015001500

100010001000 500500500

100010001000

250025002500

200020002000

300030003000

250025002500

250025002500

300030003000

300030003000

151515

200020002000

150015001500

ISOCRONAS UTRILLAS ISOBATAS UTRILLAS

4°30'W5°00'W

42°50'

42°30'

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

46804°30'W5°00'W

42°50'

42°30'

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

4680

ISOBATAS CRETACICOISOCRONAS CRETACICO

ISOBATAS BASAMENTOISOCRONAS BASAMENTO

4°30'W5°00'W

42°50'

42°30'

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

4680

4°30'W5°00'W

42°50'

42°30'

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

46804°30'W5°00'W

42°50'

42°30'

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

4680

4°30'W5°00'W

42°50'

42°30'

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

4680

aaa ddd

bbb eee

ccc fff

Figura 89. a,b,c) Mapas de isocronas (milisegundos) de los techos del Cretácico calcáreo, formación Utrillas y basamento obtenidos al digitalizarlos reflectores correspondientes en las líneas sísmicas. d,e,f) Mapas de isobatas (metros) de los horizontes anteriores obtenidos por conversión aprofundidad de los primeros, aplicando los modelos de velocidades de la Figura 91. Las profundidades son positivas hacia abajo y el nivel 0 co-rresponde al plano de referencia de los perfiles sísmicos a 900 m. La línea rayada indica la máxima extensión hacia el N de los materiales cretáci-cos y la línea punteada la posición del frente del cabalgamiento alpino en superficie.


trata de un área de transición entre las terminacio-nes oriental del cabalgamiento frontal y occiden-tal de la falla de Becerril. Se encuentra en una zo-na compleja estructuralmente y el basculamientohacia el SE del Cretácico y Terciario entre Canto-ral y Cervera de Pisuerga tiene una orientaciónNE-SO, anómala dentro de un régimen compresi-vo N-S como el alpino, que rejuega estructurasprevias variscas y mesozoicas, con direccionesE-O y NO-SE respectivamente. El cabalgamientofrontal alpino provoca la elevación y rotación delbasamento, Mesozoico y Terciario basal, mientrashacia el este, estos niveles forman el bloque infe-rior de la falla de Becerril donde están plegadospero no están rotados ni elevados en el borde dela cuenca, como en la zona anterior. La diferenterespuesta de ambas zonas a la compresión coetá-nea N-S terciaria, provoca que el área entre ambasdeba acomodar la deformación. Un posible meca-nismo sería la generación de una falla subverticalNE-SO que separara ambos dominios mientras sedeforman independientemente. Otra posibilidad,la que se observa en este caso, es la formación deuna estructura lateral con orientación NE-SO don-de el basamento y Mesozoico se levantan y rotansolidariamente hacia el SE a la vez que se deposi-ta el Terciario y se pliega el Mesozoico y Tercia-rio basal, como se puede ver en el mapa geológi-co (Fig. 84) y en el esquema tridimensional de lazona (Fig. 88).

Los mapas de isobatas

Los mapas de isobatas (unidades en metros) se ob-tuvieron a partir de los de isocronas (unidades enmilisegundos) construidos tras la digitalización delos reflectores de las líneas sísmicas, tal y como seha descrito en el Apartado 1.2 (Fig. 89). La conver-sión a profundidad de los mapas de isocronas se re-alizó mediante la técnica de inversión del trazadode rayos en 3 dimensiones o migración de mapas(ver Apartado 1.2) que implica la construcción deun modelo de distribución de las velocidades de lasondas sísmicas en el subsuelo. En el siguienteapartado se describirá la elección y construcción dedichos modelos. Además de los mapas de isobatasde la zona que se estudió más en detalle, se com-pletaron dos mapas de isobatas de las bases delTerciario y Mesozoico (Fig. 90) en todo el bordenorte de la Cuenca del Duero, ampliando los ma-pas de la Figura 89 d y f con los obtenidos porRedondo et al. (1995). Estos dos mapas han permi-tido estudiar e interpretar todo el borde norte de lacuenca desde su extremo occidental al oeste de laRobla, hasta la banda de Ubierna y realizar los cor-tes geológicos de la cuenca de la Figura 86.

El modelo de velocidades. Hay varios métodos pa-ra seleccionar el modelo de velocidades que permi-ta transformar a profundidad los mapas de isocro-nas o líneas de igual tiempo doble de llegada. De laadecuada elección del modelo de velocidades de-


Tabla X. Velocidades medias calculadas para los diferentes materiales en los sondeos de la Cuenca del Duero. La profundidad se refiere a la dela base de la serie medida desde el nivel de base (datum plane) situado a 900 m sobre el nivel del mar (en paréntesis: potencia del intervalo).


pende la obtención de un modelo de profundidadescorrecto. Uno de los métodos posibles es utilizarlas velocidades de intervalo (Vint) calculadas a par-tir de las velocidades de stackde las líneas sísmi-

cas mediante la formula de Dix(1955) (T1 y T2:tiempo simple del techo y muro del intervalo, vrms:velocidad cuadrática media, se asume que es la ve-locidad de stack).


1000

20002500

3000

2500

2500

3000

2000

1500

1500

3000

2500

15002000

2000

2500

2500

2000

5001000

2500

1500

2000

1000

1000

500

Mapa de Isobatas del T echo delBasamento-Base Mesozoico

320 340 360 380 400320 280 300

4740

4760

4720

4700

4680320 340 360 380 400

4740

4760

4720

4700

4680

280 300

Mapa de Isobatas del T echo delCretácico-Base T erciario

Cabalgamientofrontal alpino

basculamientode Boñar

surco

surco

basculamientode Boñar

Cabalgamientofrontal alpino

levantamientodel Campillo

levantamientodel Campillo banda de

Ubierna

banda deUbierna

Figura 90. Mapa de isobatas de los techos del Cretácico y basamento en todo el sector septentrional de la cuenca. Realizado con datos propioscomplementados en el sector oriental con datos de Redondo et al. (1995).


Siguiendo este método se definieron los modelosde velocidades de 6 líneas sísmicas, tres de las cua-les atravesaban los sondeos, pero su utilización fuedesestimada ante la magnitud del error observadoentre las profundidades obtenidas tras la conver-sión y las medidas en los sondeos.

Debido al desconocimiento de la distribución deta-llada de las velocidades en el subsuelo, se optó porhacer un modelo de velocidades sencillo, calculan-do una velocidad media para cada paquete de rocainterpretado en los perfiles, a partir de los datos delos sondeos (Tabla X). Se tomó la potencia en se-gundos de cada uno de los tres tramos interpreta-dos y se dividió por el tiempo simple de tránsito dela onda por cada uno de ellos, medido en los perfi-les sísmicos en la vertical de los sondeos. Con lasvelocidades obtenidas en la vertical de los sondesde los tres tramos de roca se construyeron los ma-pas de velocidades (unidades en m s-1) de la Figura91 para el Terciario (techo del Cretácico), Cretáci-co calcáreo (techo de Utrillas) y la Formación Utri-llas (techo del basamento). Con estos modelos serealizaron las conversiones a profundidad de losreflectores correspondientes y se obtuvieron losmapas de isobatas de las bases de los tres niveles(Fig. 89). Los mapas de velocidades de los dos pri-meros niveles se suavizaron manualmente ya quepresentaban gradientes muy fuertes en direcciónN-S y E-O respectivamente, y las velocidades in-

terpoladas en los bordes eran incongruentes desdeel punto de vista geológico.

Las velocidades obtenidas son consistentes para es-te tipo de materiales, excepto en el caso de las ve-locidades de la Formación Utrillas, que parecen serexcesivamente elevadas. El error podría deberse auna incorrecta atribución de la potencia de esta for-mación en la interpretación de los sondeos. Decualquier manera, debido a su poca potencia, el po-sible error en metros introducido en los mapas deisobatas es mínimo.

Descripción de los mapas de isobatas.Los mapasde isobatas (Fig. 89) reflejan fielmente la estructu-ra tridimensional de las principales estructuras in-terpretadas bidimensionalmente en los perfiles sís-micos y que ya han sido descritas. El nivel de altu-ra 0 en los mapas de isobatas corresponde a +900m que es el nivel de base de los perfiles sísmicos.Para describirlos nos centraremos en el de la basedel Terciario de la zona estudiada más en detalle(Fig. 92), ya que el resto reflejan morfologías simi-lares debido al carácter prácticamente tabular delMesozoico. También nos apoyaremos en los mapasde isobatas de la base del Terciario y Mesozoico detoda la cuenca para describir el sector más occiden-tal y el borde oeste (Fig. 90).

Las cuatro estructuras más importantes de la zonason: el levantamiento del Campillo, el bascula-miento de la base de la cuenca situado al sur deBoñar, el surco que limita por el S y separa las es-tructuras anteriores (donde se registran actualmen-te las máximas potencias de relleno terciario) y la


TERCIARIO CRETACICO CALCAREO UTRILLAS

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

4680

3689

3885

3114

400040004000

350035003500

300030003000

4500

4500

4500

4000

4000

4000

3500

3500

3500

3000

3000

3000

320 340 360 380 400

434043404340

377037703770

311531153115

320 340 360 380

4740

4004760

4720

4700

4680

6026

6236

6201

650065006500

600060006000

Figura 91. Mapas de isolíneas de la velocidad de transmisión de las ondas sísmicas (m/s) aplicados para convertir a profundidad (isobatas) losmapas de isocronas de la Figura 89.

Vint = T2–T1

T2v2rms2

– T1v2rms1


semicubeta formada en la banda de Ubierna entrela falla de Becerril y el cabalgamiento de Santibá-ñez (Figs. 90 y 92).

El levantamiento del Campillo es la estructura quese produce en el bloque superior del cabalgamientodel mismo nombre (Figs. 90 y 92). Tiene la morfo-logía de una meseta bastante plana con una leve in-clinación al O donde la profundidad del Terciariooscila entre 1500 y 1900 m. La máxima diferencia

de altura entre el levantamiento y el surco es de650 m que disminuyen progresivamente hacia losextremos E y O. El cabalgamiento evoluciona enestas direcciones a dos rampas, con inclinación de6° y 9° respectivamente, al norte del surco que seforma inmediatamente por delante.

El basculamiento de Boñar afecta a todo el bordede la cuenca al oeste de Cistierna (Fig. 90). Las ba-ses del Terciario y Mesozoico están inclinadas ha-


Figura 92. Mapa de isobatas (m) del techo del Cretácico en el que se han representado las estructuras interpretadas en los perfiles, así como la lí-nea de máxima extensión hacia el N de los materiales cretácicos (línea rayada) y la posición del frente del cabalgamiento alpino. Las profundida-des son positivas hacia abajo y el nivel 0 corresponde al plano de referencia de los perfiles sísmicos a 900 m.


cia el sur con una inclinación entre 30° y 4°. La in-clinación disminuye hacia el borde oeste de lacuenca donde la base de la cuenca se eleva progre-sivamente hasta aflorar. Por el sur está limitada porel mismo surco que bordea el levantamiento delCampillo.

El surco o depocentro donde se alcanzan las mayo-res profundidades tiene forma alongada en la direc-ción E-O y atraviesa toda la zona de estudio (Figs.90 y 92). Hacia el oeste pierde profundidad progre-sivamente. Se encuentra por delante del cabalga-miento del Campillo y del basculamiento del Bo-ñar, aunque la mayor profundidad del Terciario(más de 2700 m) se alcanza en una cubeta que seforma en una ramificación lateral hacia el N delsurco, que separa las dos estructuras anteriores. Latransición entre la cubeta y el extremo oriental dellevantamiento se produce por una rampa con unainclinación de 7°.

Del surco hacia el sur, la profundidad disminuyeprogresivamente y la base del Terciario y del Me-sozoico se inclinan hacia el N en torno a 2°. En es-ta zona inclinada se localizan tres fallas inversasvergentes al norte, bastante verticales, con pocodesplazamiento y una orientación N120°E que úni-camente afectan al Mesozoico y los términos basa-les del Terciario. La profundidad mínima del Ter-ciario en el extremo meridional de la zona, varíaentre 250 y 1000 m.

En el extremo noreste de la zona, al este del levan-tamiento del Campillo se encuentra la banda deUbierna(Figs. 90 y 92). Las profundidades de labase del Terciario son menores y las isobatas dibu-jan una forma de semicubeta limitada en el sur porel cabalgamiento de Santibáñez y abierta al SO poruna rampa inclinada 13° en la terminación NO delcabalgamiento.

La estructura de la Cuenca del Duero

En este apartado se describen las principales carac-terísticas estructurales deducidas de la interpreta-ción de los perfiles de sísmica y los mapas de iso-batas. El borde de la cuenca ya ha sido descritoanteriormente y en este apartado se describen lasestructuras situadas al sur del mismo. La descrip-ción se hará también en dos partes, diferenciandolas estructuras de la zona occidental y de la zonaoriental (banda de Ubierna).

Zona occidental.Las estructuras principales en es-ta zona son: el cabalgamiento ciego del Campillo yel levantamiento asociado del mismo nombre (Fig.81), el basculamiento de Boñar y el surco terciario(ver Figs. 90 y 92).

El cabalgamiento del Campillo se sitúa unos 15 kmal sur del frente de la Cordillera Cantábrica y vergeal S con un buzamiento de unos 25°, aunque su in-clinación aumenta con la profundidad hasta aproxi-madamente 30°. En el perfil ESCIN-2 se ha inter-pretado que este cabalgamiento corta la corteza su-perior, hasta converger en profundidad en una su-perficie de despegue a 14-15 km en el límite entrelas cortezas superior y media. Su traza es práctica-mente recta y sigue una dirección E-O, con unalongitud de 27 km. El desplazamiento real observa-do en el Mesozoico no es muy grande ya que seforma un pliegue de propagación de falla que con-sume parte de la deformación. La separación verti-cal entre los dos bloques tiene un máximo de 650m. La magnitud del desplazamiento decrece pro-gresivamente hacia ambos lados y el cabalgamien-to evoluciona lateralmente a dos pliegues monocli-nales en las terminaciones laterales del cabalga-miento (Fig. 83).

En los perfiles como el N10 que atraviesan el ca-balgamiento (Fig. 81) se observa que esta estructu-ra involucra al basamento y corta al Cretácico y laparte inferior del Terciario (T1) donde el cabalga-miento se verticaliza. El desplazamiento decrecehacia arriba, de tal manera que en la parte superiorde T2 las capas ya no están falladas sino que estándeformadas en un pliegue de propagación de falla(Fig. 81). En el Terciario más joven (T3) se desa-rrolla un abanico de capas que pierden progresiva-mente inclinación hacia el N, formando una discor-dancia progresiva. En superficie, los últimos nive-les terciarios y cuaternarios son horizontales, por loque no hay expresión superficial del cabalgamientoque únicamente es visible en sísmica de reflexión.Entre T3, donde se desarrolla el abanico de capas, yT1 que es un nivel isopaco a ambos lados del cabal-gamiento, los niveles terciarios intermedios (T2) in-crementan su espesor al sur de la falla e incluso seobserva una variación lateral de la fábrica sísmicadebida a un cambio en el tipo de sedimentos. To-dos estos datos indican que el depósito de los nive-les T2 y T3 son sintectónicos con el desarrollo del



cabalgamiento del Campillo (Fig. 81), que se gene-ra por la migración de la deformación desde el ca-balgamiento frontal alpino hacia el sur.

El bloque cabalgante constituye ellevantamientodel Campillo. Consiste en una elevación del basa-mento y la cobertera, sin rotación de la capas, for-mando una meseta plana, levemente inclinada aloeste que tiene una extensión aproximada de 318km2. La estructura más importante es el anticlinalfrontal del cabalgamiento, cuya traza es paralela alcabalgamiento. El flanco delantero buza al surmientras el trasero es subhorizontal. En el NE dellevantamiento, inmediatamente por delante delfrente, el basamento y la cobertera están rotadoshacia el sur formando un amplio sinclinal con elflanco sur horizontal (Fig. 81). Este sinclinal esparte del par anticlinal-sinclinal formado en el bor-de de la cuenca por la propagación del cabalga-miento frontal alpino. Hacia el E, el levantamientolimita con la banda de Ubierna, que se encuentratopográficamente más elevada. El límite lo consti-tuyen el cabalgamiento de Santibáñez y el plieguemonoclinal al que evoluciona lateralmente esta es-tructura hacia el oeste.

Al oeste de Cistierna, en elbasculamiento de Bo-ñar, tanto el Mesozoico como el Terciario están ro-tados solidariamente hacia el sur (Fig. 87), debidoal emplazamiento del cabalgamiento frontal alpino.El basculamiento se produce a lo largo de un lapsogrande de tiempo, durante el que el depocentro dela cuenca migra progresivamente hacia el sur desdeposiciones más septentrionales cercanas al frentede la cordillera varisca, hasta ocupar la posiciónobservada en los mapas de isobatas, debido al em-plazamiento del cabalgamiento frontal alpino. Estamigración se evidencia ya que los niveles inferio-res del Terciario tienen forma de cuña que incre-menta claramente su espesor hacia el norte y a lavez están inclinados al sur hacia el actual depocen-tro (Figs. 86b y 87b). Esto indica que el depocentrocoetáneo con su depósito, relacionado con el iniciodel levantamiento de la cordillera, se situaba enuna posición más septentrional que el actual.

El surco o depocentro de máximas potencias delTerciario, donde la base del Terciario alcanza pro-fundidades entre 2600 y 2800 m se sitúa al sur dellevantamiento del Campillo y del basculamiento deBoñar. Hacia el oeste el surco pierde progresiva-

mente profundidad y la cuenca se cierra en esa di-rección por un levantamiento progresivo del basa-mento acompañado de un levantamiento y dismi-nución de potencia de la parte inferior del Terciariosin evidentes discordancias.

Este surco marca la posición final del depocentrode la cuenca y de la zona de máxima subsidenciaformada inmediatamente por delante de ambas es-tructuras. En frente del sector entre Guardo y Cer-vera el surco presenta una ramificación hacia elnorte que separa las estructuras mencionadas ante-riormente. En esta zona la deformación se consu-mió en el emplazamiento del cabalgamiento frontalalpino (Anexo III-a) y no migró hacia el sur, comoocurre en la zona del Campillo. Alonso et al.(1996) atribuyeron la migración de la deformaciónal bloqueo del cabalgamiento del frente por la dis-posición de las anisotropías variscas, que no favo-recían su desarrollo, mientras que entre Guardo yCistierna continúa activo y toda la deformación seconsume en el emplazamiento del cabalgamiento,por presentar la estratificación una orientación fa-vorable a su desarrollo. Por ello entre Guardo yCistierna el Terciario aumenta su espesor significa-tivamente hacia el N y el depocentro permanecióprácticamente estable, inmediatamente por delantedel cabalgamiento frontal alpino. En esta zona tam-bién se observa, sin embargo, una ligera rotaciónhacia el sur del Mesozoico y Terciario del borde N(Anexo III-a, Fig. 86c), ya que se sitúa entre doszonas que experimentaron una elevación tardía porcausas tectónicas que condujo a la rotación de esteárea de un modo pasivo.

Desde el surco hacia el sur la estructura de la cuencaes sencilla y las únicas estructuras reseñables sonuna serie de fallas subparalelas, inversas, vergentesal N, que afectan al basamento, Mesozoico y ocasio-nalmente a los primeros niveles Terciarios. Su des-plazamiento es pequeño y su trazado cercano aN120°E, dirección aproximada de las principales es-tructuras distensivas mesozoicas, apunta a que setrata de rejuegos de fallas normales de dicha edad.En esta zona el Mesozoico y basamento están incli-nados 2° hacia el norte formando una rampa. Los ni-veles terciarios son subhorizontales y paralelos. Laserie terciaria tiene forma de cuña adelgazada haciael sur ya que los reflectores se disponen en onlapso-bre la rampa del mesozoico, alcanzando los niveles



superiores posiciones progresivamente más meridio-nales (Anexo III-a y b). La disposición general delTerciario indica que la rampa se forma por flexiónde la corteza hacia el norte donde se está aplicandouna carga litostática producida por la acción combi-nada del propio peso de los materiales paleozoicoslevantados por los cabalgamientos frontal alpino ydel Campillo, y los depósitos terciarios que van re-llenando la cuenca. La subsidencia es máxima haciael frente alpino, como indica el mayor espesor delTerciario en esa zona, pero las áreas más meridiona-les también experimentan subsidencia, como indicaque el Terciario al sur del surco que se dispone enonlapsobre el Mesozoico es horizontal.

Zona oriental.Como ya se ha mencionado previa-mente, la reflectividad de las líneas sísmicas decaecompletamente al NE de la falla de Becerril, en loque constituye el bloque que sufrió una inversióntectónica debido a la compresión alpina. La infor-mación que proporcionan los perfiles sísmicos enel bloque SO es también escasa o nula en las inme-diaciones de esta falla y del Cabalgamiento de San-tibáñez debido a la complejidad estructural de lazona y la presencia de pliegues asociados con altosbuzamientos en sus flancos por encima del límitede detectabilidad del método sísmico (Fig. 77c).Por ello, para la descripción de la zona nos refe-riremos frecuentemente a datos geológicos de Es-pina et al. (1996) y Espina (1997).

La zona entre la falla de Becerril y el cabalgamien-to de Santibáñez (banda de Ubierna) tiene forma desemicubeta tectónica abierta parcialmente al SO(Figs. 77c y 84). En el borde NE los materiales ter-ciarios están plegados solidariamente con el Meso-zoico en los anticlinales de Barrios y de Villaescu-sa. En el borde NO, el Terciario está basculado ha-cia el centro de la semicubeta buzando unos 20°junto con el Mesozoico (Anexo IV-b). En el límiteSO, la cubeta está parcialmente cerrada por el flan-co N del anticlinal de Santibáñez donde el Tercia-rio se inclina al N (ver perfil N16, Anexo III-c). Enel flanco sur de dicho pliegue se formó un cabalga-miento, interpretado como una falla de flanco quecobija la parte inferior del Terciario (Espina, 1997).Dicho cabalgamiento termina lateralmente hacia elNO evolucionando a un pliegue monoclinal pordonde la cubeta se abre hacia el centro de la Cuen-ca del Duero (línea N15, Anexo IV-a).

Espina et al. (1996), estudiaron las discordanciasangulares y las relaciones de capa en el tren depliegues formado en el bloque meridional de la fa-lla de Becerril tras el bloqueo parcial de su movi-miento inverso terciario. Deducen que el anticlinalde Santibáñez se desarrolló en relevo y con pos-terioridad a los pliegues de Barrios y Villaescusa,más cercanos al borde NE. Los datos de sísmica locorroboran, ya que los reflectores basales del Ter-ciario en las líneas: N16, N15 y E01 (Anexos 3-c,3-a y 3-b), son isopacos en ambos flancos del plie-gue de Santibáñez. Su depósito es por lo tanto pre-vio al desarrollo de este pliegue, mientras que estosmismos niveles están involucrados en las discor-dancias progresivas desarrolladas en los flancos delos anticlinales de Barrios y Villaescusa.

Durante el emplazamiento del cabalgamiento deSantibáñez, se originó un abanico de capas en elflanco sur de su anticlinal frontal, que forma unadiscordancia sintectónica en el Terciario más joven(línea N19, Fig. 85). La base de esta discordancia,denominado reflector S, se ha correlacionado en elresto de líneas y se localiza por encima de los nive-les terciarios que están involucrados en la deforma-ción asociada a la falla de Becerril. Mientras que laparte baja del Terciario es isopaca, la serie terciariainvolucrada en el abanico de capas asociado al an-ticlinal de Santibáñez, aumenta su espesor hacia elcentro de la Cuenca.

Como se ha mencionado, el cabalgamiento de San-tibáñez evoluciona lateralmente al NO a un plieguemonoclinal (línea N15, Anexo IV-a). En la zona deflexión sinclinal presenta una estructura complejaformada por dos fallas subverticales muy próxi-mas, que también se observan en la línea inmedia-tamente al O. En ambas fallas se hunde el bloqueNE, movimiento contradictorio con el del cabalga-miento. Su origen puede relacionarse con rejuegosalpinos de la falla de Cotolorno, cuya prolongaciónhacia el SE se alinea con el cabalgamiento de San-tibáñez y las dos fallas entre ambas estructuras(Fig. 76).

A ambos lados del cabalgamiento de Santibáñezlos materiales buzan hacia el SO donde se localizael surco con las mayores potencias de sedimentosterciarios. El buzamiento medio de todo este sec-tor, a ambos lados del cabalgamiento de Santibá-ñez, es de 9° hacia el SO y afecta a toda la serie



terciaria (Anexo III-c) menos a los niveles superio-res que se horizontalizan ligeramente. Por lo tantoeste basculamiento no está relacionado con ningu-no de los pliegues ni estructuras mencionados pre-viamente sino que se trata de una rotación tardía detoda la zona producida con posterioridad al iniciodel desarrollo del anticlinal de Santibáñez.

Relación temporal entre las estructuras.Un aparta-do de especial interés es establecer la secuenciatemporal de formación de las estructuras que se handescrito. Para ello es necesario integrar los datosgeológicos de campo con los datos geofísicos, espe-cialmente la sísmica de reflexión. Diversos autoreshan estudiado el orden de emplazamiento de estasestructuras mostrando una pauta de migración de ladeformación desde el borde septentrional de lacuenca hacia el sur. Para Pulgar et al. (1996) y Espi-na (1997), en la banda de Ubierna la deformaciónalpina se propaga hacia el SO desde la falla de Be-cerril hacia el anticlinal de Santibáñez, generandoun tren de pliegues que se relevan sucesivamente enel tiempo hacia el SO. Para Alonso et al. (1996), ellevantamiento del Campillo se produce por la pro-pagación hacia el sur de la deformación del frentede la Cordillera al este de Guardo, mientras que en-tre Guardo y Cistierna el frente principal continúaactivo y toda la deformación se consume en el em-plazamiento del cabalgamiento frontal alpino.

Los perfiles de sísmica pueden aportar poca infor-mación nueva a las conclusiones obtenidas por losautores anteriores en la banda de Ubierna, ya que losdatos geológicos son concluyentes, pero confirmansus interpretaciones. Éstos muestran que los nivelesmás antiguos del Terciario, que forman la discordan-cia sintectónica cartografiada en el frente de la de-formación alpina en las inmediaciones de la falla deBecerril (Fig. 77c y Anexo III-c), son isopacos a laaltura del cabalgamiento de Santibáñez, indicandoque este cabalgamiento aún estaba inactivo mientrasla deformación se producía en el frente de la Cordi-llera. Por otra parte, la discordancia sintectónica de-sarrollada por delante del anticlinal de Santibáñez ycoetánea con su emplazamiento (ver Fig. 85) involu-cra a los materiales terciarios más modernos situa-dos sobre los anteriores y por lo tanto es posterior alas estructuras formadas en el frente. Esta disposi-ción temporal de las estructuras confirma la migra-ción hacia el sur de la deformación desde el frente

alpino. Por último, el basculamiento al SO de toda lazona es tardío, en todo caso posterior al inicio deldesarrollo del anticlinal de Santibáñez y parece pro-longarse en el tiempo tras el cese del emplazamientodel cabalgamiento del mismo nombre.

En lo que respecta a las estructuras del Campillo ydel frente de la cordillera, los datos geológicos noson suficientes para deducir la relación temporalentre las estructuras ya que ni el cabalgamiento delCampillo, ni el levantamiento del mismo nombretienen expresión superficial al estar cubiertos pordepósitos terciarios y cuaternarios horizontales. Enla línea N10 (Fig. 81) se han interpretado diferentesniveles dentro del Terciario de acuerdo con su fábri-ca sísmica y las relaciones tectónica-sedimentaciónque muestran respecto del cabalgamiento del Cam-pillo y del cabalgamiento frontal alpino. Los nive-les inferiores terciarios (T1) están invertidos en el

extremo norte del perfil en concordancia con el Me-sozoico. Su depósito proviene de la erosión de nue-vos relieves que se están formando más al norte de-bido al levantamiento que produce el inicio del em-plazamiento de los cabalgamientos alpinos. Estosniveles son isopacos y tienen una fábrica sísmicaconstante a ambos lados del cabalgamiento delCampillo. Ello indica que en el momento del em-plazamiento del cabalgamiento del frente de la cor-dillera el cabalgamiento del Campillo aún no habíacomenzado a emplazarse (Etapa I, Fig. 81).

En la base de los niveles terciarios intermedios (T2)hay tres reflectores muy energéticos que lo separande T1. El nivel T2 tiene distinta fábrica sísmica queel inferior y además muestra una variación lateralde sus características a los lados del cabalgamientodel Campillo. Esta variación consiste en un cambioneto de la fábrica sísmica y un incremento de lapotencia de la serie al sur del cabalgamiento. Am-bos factores indican que el depósito de T2 se produ-jo en un momento en el que el cabalgamiento delCampillo comenzaba a ser activo, produciendo unlevantamiento de poca magnitud del bloque norte,aunque suficiente para producir variaciones en lapotencia de los depósitos sinsedimentarios a amboslados del cabalgamiento y un cambio en las condi-ciones de sedimentación (Etapa II, Fig. 81). Nohay criterios para saber si el cabalgamiento cortabaa los materiales de la base de la secuenciameso-terciaria o si únicamente afectaba al basa-



mento y producía el levantamiento del bloque nor-te. Simultáneamente, el frente alpino del borde dela cuenca permanece activo produciendo la rota-ción de T1 y el depósito de T2 formando una discor-dancia progresiva en la que los reflectores se hori-zontalizan hacia arriba.

La base del nivel superior (T3) indica el momentoen el cual la deformación alpina cesa en el frente dela cordillera y migra definitivamente hacia el cabal-gamiento del Campillo produciendo el levantamien-to del bloque norte, acompañado de una fuerte sub-sidencia diferencial y una discordancia angular pro-gresiva en el bloque sur (Etapa III, Fig. 81).

Cabe preguntarse si existe una relación temporalentre migración de la deformación en la zona delCampillo y en la banda de Ubierna. Para establecerla secuencia relativa de emplazamiento de los ca-balgamientos de Santibáñez y Campillo se correla-cionó la base de la discordancia progresiva del pri-mero a lo largo de las sucesivas líneas hasta obte-ner el reflector equivalente (S) en el perfil N10. Elreflector S se sitúa por debajo de la base del abani-co de capas producido durante el emplazamientodel cabalgamiento del Campillo (Fig. 81), por loque se establece que este cabalgamiento comienzasu etapa de mayor desarrollo (etapa III) un pocomás tarde que el de Santibáñez, si bien son con-temporáneos durante la mayor parte de su activi-dad. La migración de la deformación hacia el suren la zona del Campillo es por lo tanto contempo-ránea con el desarrollo del pliegue y cabalgamientode Santibáñez en la banda de Ubierna.

Con respecto a la zona al O de Boñar, hemos vistoque el basculamiento se produce gradual y progre-sivamente a lo largo del lapso de tiempo durante elque se produce la deformación en el resto del bor-de de la cuenca, como indica la migración progre-siva del depocentro hacia el sur (Fig. 86b y c) sinaparentes saltos bruscos, como el observado en lazona del Campillo. Así pues la deformación en estesector es de difícil datación relativa, pero se puedesuponer que su historia comienza con el levanta-miento por el N de la cordillera en los primeros es-tadios de deformación, como muestra el depósitode los niveles inferiores del Terciario que sobrepa-san el límite actual del cabalgamiento frontal alpi-no aumentando o manteniendo su espesor hacia elnorte (Fig. 86b). El desarrollo del cabalgamiento

frontal alpino es simultáneo con el del resto de laszonas. Los últimos estadios de emplazamiento delcabalgamiento y basculamiento hacia el sur son co-etáneos con la migración de la deformación haciael sur en las otras zonas.

El ligero basculamiento hacia el sur que se observaen el sector de máximo desplazamiento del cabal-gamiento localizado entre el levantamiento delCampillo y el basculamiento de Boñar es clara-mente tardío y debe ser contemporáneo con la pri-mera estructura. Se produce por un basculamientopasivo de este sector que se localiza entre dos zo-nas sometidas a elevación por causas tectónicas.

5.4. Síntesis y discusión de la estructura de laCordillera Cantábrica y la Cuenca del Duero

En este apartado se desarrolla la síntesis y discu-sión de los datos obtenidos en los Apartados 4 y 5sobre la estructura somera y profunda de la Cuencadel Duero y la Cordillera Cantábrica.

La Cuenca del Duero y su borde septentrional: es-tructura y evolución temporal

La Cuenca del Duero se desarrolla en el surco for-mado por delante del pliegue frontal de un cabalga-miento alpino enraizado en el basamento y del le-vantamiento de la Cordillera Cantábrica resultantede la elevación de su bloque superior. Los depósi-tos terciarios que la rellenan son los productos dela erosión de los rejuvenecidos relieves de la cordi-llera, depositados por abanicos aluviales.

Las estructuras alpinas del sector septentrional dela Cuenca del Duero se forman como consecuenciade la compresión alpina N-S y su orientación estácontrolada por la disposición de las anisotropíaspreexistentes. En la zona occidental, al oeste deCantoral, tienen una dirección E-O, ya que ésta esla dirección predominante de las anisotropías varis-cas, algunas de las cuales rejuegan o sufren rota-ciones. En la zona oriental, al este de Cantoral, sudirección es NO-SE, que es la dirección de las es-tructuras extensionales mesozoicas que sufrieronuna inversión tectónica parcial en el Terciario. Res-pecto a la edad absoluta de la deformación, es difí-cil establecerla con precisión debido al caráctercontinental de los depósitos terciarios que dificultasu datación. Las únicas edades disponibles proce-



den de dos abanicos aluviales, que ocupan una po-sición intermedia y alta dentro de la serie terciariasinorogénica, datados del Oligoceno superior yMioceno por López Olmedo et al. (en prensa) yMabesoone (1959) respectivamente.

La morfología del borde norte de la cuenca varíalateralmente en función de la estructura que con-forma dicho borde: el cabalgamiento y plieguefrontal alpino en el sector occidental y la falla deBecerril en el sector oriental. Además, en el primercaso el estilo de la deformación varía lateralmenteen función de las estructuras asociadas al cabalga-miento que se forman y del desarrollo alcanzadopor el pliegue frontal.

En el sector occidental, el borde de la cuenca sigueuna dirección E-O y la principal estructura que sedesarrolla es el cabalgamiento frontal alpino. Debi-do a su emplazamiento se produce el levantamien-to de la Cordillera Cantábrica en su bloque supe-rior y la inversión o basculamiento del Mesozoicoy parte inferior del Terciario del borde norte de lacuenca en su pliegue frontal. En los perfiles sísmi-cos hay un buen registro de este cabalgamientovergente al sur y de otros cabalgamientos paralelosque afectan al basamento paleozoico, tanto bajo laCuenca del Duero como al norte de la misma. Es-tos últimos coinciden en superficie muchas vecescon fracturas variscas preexistentes. Cerca de la su-perficie buzan entre 25 y 30° al norte, pero en pro-fundidad su inclinación aumenta hasta 30-36° yatraviesan toda la corteza superior hasta una pro-fundidad de 14-15 km donde confluyen en un nivelde despegue entre las cortezas superior y media.

En el extremo occidental, la zona del basculamien-to de Boñar al oeste de Cistierna, el Mesozoico yTerciario buzan entre 4° y 30° al sur en el flancodelantero del pliegue del cabalgamiento frontal yestán cortados por fallas inversas, vergentes al nor-te o verticales, que corresponden a retrocabalga-mientos rotados (zona de Boñar) o fracturas pre-vias variscas reactivadas y rotadas (extremo occi-dental). En este sector el cabalgamiento frontal al-pino permanece enterrado y no llega a cortar a laserie meso-terciaria. Al este, desde unos km al oes-te de Cistierna hasta Cantoral, el flanco delanterodel pliegue alpino está localmente invertido y elcabalgamiento lo corta, desplazando al Mesozoicoy Terciario de la base de la cuenca. El máximo gra-

do de inversión del pliegue se produce entre Cis-tierna y Guardo, en el sector donde aflora el Carbo-nífero sinorogénico del sinclinal de Valderrueda.En esta zona también se observa el máximo despla-zamiento aparente del Mesozoico (aproximada-mente 8,5 km). Hacia el E y O de esta zona dismi-nuyen progresivamente la inversión del Mesozoicoy Terciario y el desplazamiento del Mesozoico porel cabalgamiento. En los extremos de este sector, elMesozoico y Terciario reposan normalmente al sury el cabalgamiento no los corta sino que únicamen-te los bascula en la misma dirección.

En el tramo entre Guardo y Cantoral la deforma-ción alpina migró desde el borde de la cuenca haciael sur, tras el cese de la actividad del cabalgamientofrontal, manifestándose en el emplazamiento del ca-balgamiento del Campillo, unos 14 km al sur delfrente, que produjo el levantamiento pasivo, sin ro-tación, del basamento en el bloque superior (levan-tamiento del Campillo). La migración supuso elbrusco desplazamiento del depocentro de la cuencadesde el frente hacia una posición más meridional,por delante del cabalgamiento del Campillo. En lazona del levantamiento de Boñar, sin embargo, nohay una migración de la deformación, y el basa-mento rotó y se basculó hacia el sur progresivamen-te, a la vez que se propagaba el cabalgamiento fron-tal. Simultáneamente el depocentro de esta zona sedesplazó progresivamente desde el frente hacia unaposición equivalente lateralmente a la de la zonadel Campillo. Es difícil establecer la edad relativade la deformación en ambas zonas, aunque pareceque los últimos estadios de rotación del basamentoen la zona de Boñar fueron contemporáneos con lamigración de la deformación en la zona del Campi-llo. El segmento del frente montañoso entre las doszonas (Boñar y Guardo-Cantoral) corresponde alárea donde el cabalgamiento tuvo un mayor despla-zamiento en superficie. En este sector (entre Guar-do y Cistierna) la deformación no migró hacia elsur y toda la compresión alpina se consumió en elemplazamiento del cabalgamiento frontal. El depo-centro permaneció por delante del cabalgamientofrontal y únicamente sufrió un pequeño desplaza-miento hacia el sur debido al basculamiento pasivode la cuenca y el basamento en esa dirección, porestar situados entre las dos zonas anteriores que es-taban sometidas a elevación por causas tectónicas.



Alonso et al. (1994) proponen que las diferentesmagnitudes del desplazamiento del cabalgamientoalpino en el frente de la Cordillera Cantábrica, es-tán condicionadas por la posición de las estructurasvariscas antes de la deformación alpina. El cabal-gamiento se propagaría fácilmente en el flanco Sdel sinclinal de Valderrueda que antes de la defor-mación estaba inclinado al N. Sin embargo, en-cuentra mayores dificultades en el resto del bordedonde las estructuras variscas estaban originalmen-te inclinadas al S y fueron rotadas a su posición ac-tual con inclinación al N. El hecho de que estos ca-balgamientos afecten a grandes bloques corticaleshasta una profundidad de 14 km, puede poner encuestión que el desarrollo de tales cabalgamientosesté controlado o condicionado por la disposiciónde las anisotropías tan superficiales. La causa ha-bría que buscarla en heterogeneidades a escala ma-yor que puedan condicionar el desarrollo y evolu-ción de estas estructuras.

En el sector oriental la falla de Becerril constituyeel borde de la cuenca y su inversión tectónica, co-mo consecuencia de la compresión terciaria, llevóaparejada la formación del tren de pliegues queconstituyen la banda de Ubierna. La deformacióntambién migró progresivamente hacia el sur, por elrelevo sucesivo de los pliegues de la banda deUbierna, y finalmente se produjo un basculamientode toda la zona hacia el SO. Este basculamiento esposterior al inicio del emplazamiento del cabalga-miento de Santibáñez y puede estar relacionadocon el emplazamiento de un cabalgamiento ciegodeducido por Espina (1997) que carece de imagensísmica (Fig. 77c).

El desarrollo del Anticlinal de Santibáñez es casisimultáneo con la migración hacia el sur de la de-formación en el cabalgamiento del Campillo. Asílo indica el reflector S (Figs. 81 y 85), isocrono enambas zonas, que se encuentra en la base de lasdiscordancias sintectónicas asociadas a ambas es-tructuras, aunque la primera comienza su nuclea-ción poco antes de que el segundo se emplace.

La estructura alpina de la Cordillera Cantábrica ysu transición a la Cuenca del Duero

Las estructuras alpinas más importantes relaciona-das con la compresión N-S, que reorganizaron laestructura de un modo más intenso y acomodaron

la mayor parte del acortamiento de la cadena, seencuentran en el margen continental noribérico yen el borde norte de la Cuenca del Duero. En elresto de la Cordillera Cantábrica, que se elevó co-mo un bloque de un modo casi pasivo, las estructu-ras alpinas tienen poco desarrollo en superficie ylas principales estructuras de esta edad resultan delrejuego de estructuras previas variscas y distensi-vas mesozoicas. Sin embargo, bajo esta zona demoderada deformación superficial, la estructuracortical en niveles más profundos fue reorganizadaintensamente con el desarrollo de una raíz corticalpor duplicación de la corteza.

Los cabalgamientos alpinos, interpretados en losperfiles sísmicos, son responsables de la deforma-ción del borde N de la Cuenca del Duero y el le-vantamiento de la Cordillera Cantábrica, que por lotanto ha de considerarse como un levantamientonucleado en el basamento (basement cored uplift).Son estructuras con orientación aproximada E-O,vergentes al sur, con un espaciado kilométrico, queatraviesan toda la corteza superior con un buza-miento alto entre 30° y 36°. Todos convergen en unnivel de despegue a 14-15 km de profundidad, loque indica que la deformación alpina afecta al ba-samento y es de tipo thick-skin, sin embargo la de-formación interna que se registra en los bloquesque delimitan es en general de poca entidad. Porejemplo, en la zona de los Picos de Europa la de-formación alpina se limita a reactivaciones de fa-llas variscas y la formación de fallas menores sub-verticales con escaso desplazamiento (Farias y He-redia, 1994). Entre los Picos de Europa y la costa,las principales fallas inversas terciarias son rejue-gos de fallas normales mesozoicas en las que seeleva el bloque septentrional, como la que limitapor el norte la Cuenca meso-terciaria deOviedo-Cangas de Onís o las fallas que prolonganlateralmente el rejuego inverso de fallas normalesmesozoicas de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Espi-na, 1997) (ver Figs. 29 y 43).

Una cuestión controvertida es el alto ángulo de loscabalgamientos, entre 30° y 36°, que puede parecerdemasiado elevado, más aún si lo comparamos conlos 14° de inclinación deducidos por Alonso et al.(1996) para el cabalgamiento frontal alpino delborde norte de la Cuenca del Duero. Sin embargo,la existencia de: deformación de tipo thick-skin en



orógenos, levantamientos nucleados en el basa-mento y reflectores inclinados interpretados comocabalgamientos o zonas de cizalla que atraviesan lacorteza, incluso hasta niveles más profundos quelos aquí citados, está bien documentada en nume-rosos trabajos revisados por Cook y Varsek (1994).Uno de los más conocidos es el perfil COCORPWind River (Smithson et al., 1979) en el que semuestra un cabalgamiento con un buzamiento apa-rente de 30°-38° (el real podría llegar a 48°) y des-plazamiento de 29 km que superpone el basamentoprecámbrico sobre materiales del Paleozoico alTerciario de una cuenca formada por delante delmismo. Su imagen es casi idéntica a la del bordeseptentrional de la Cuenca del Duero observada enESCIN-2, con la diferencia de que este cabalga-miento alcanza niveles corticales mucho más pro-fundos, entre 25-30 km, en la base de la corteza.Otro ejemplo de levantamiento del basamento a fa-vor de cabalgamientos con alto ángulo se ha des-crito en los Andes en las Sierras Pampeanas comoefecto de la subducción de bajo ángulo de la placaNazca bajo Sudamérica (Jordan et al., 1983; en Co-ok y Varsek, 1994). En general se acepta que loscabalgamientos de alto ángulo en regímenes dethick-skin se suelen horizontalizar en profundidaden la corteza media o inferior, como ocurre bajo laCordillera Cantábrica.

La estructura profunda de la corteza se ha descritoen el apartado anterior por lo que únicamente men-cionaremos la edad de su deformación deducida delas estructuras que afectan a la Cuenca del Duero.La edad de la deformación debe ser entre el Eoce-no y el Mioceno, similar a la de la subducción en elmargen cantábrico y dentro del rango de edades delas dataciones del Terciario sinorogénico de laCuenca del Duero.

La Cuenca del Duero como cuenca de antepaís(foreland basin)

La Cuenca del Duero tiene las características deuna cuenca de antepaís (foreland basin), pero conunas peculiaridades que la hacen un caso singular.Su particularidad radica en que esta cuenca se desa-rrolla debido a la actividad tectónica, casi simultá-nea, en tres frentes montañosos que evolucionan in-dependientemente y de un modo diferente, dentrode un mismo evento orogénico: la Cordillera Cantá-

brica en el norte, el Sistema Central en el sur y laCordillera Ibérica en el este, permaneciendo el bor-de oeste como esencialmente pasivo. Además mu-chas cuencas se desarrollan en regímenes tectónicoscontrolados por la subducción de placas, pero no enuna situación tan compleja como la de la CordilleraCantábrica. En ésta la subducción es de cortezacontinental ibérica inducida por la indentación ha-cia el sur de la corteza inferior del margen, que estádeslizándose bajo la corteza superior del margen.

Son muchos los autores que han propuesto defini-ciones de cuenca de antepaís, desde las simples:“cuencas sedimentarias entre el frente de una ca-dena montañosa y el cratón adyacente” (Allen etal., 1986), hasta las muy elaboradas: “regionesalongadas con potencial para la acumulación desedimentos, que se forma sobre corteza continentalentre un cinturón orogénico y el cratón adyacente,principalmente como respuesta a procesos geodi-námicos relacionados con subducción y los cintu-rones de pliegues y cabalgamientos periféricos ode retroarco resultantes” (DeCelles y Giles, 1996).Todas ellas tienen en común la existencia de uncinturón orogénico o zona sometida a acortamientoy de un cratón hacia el que progresa la deforma-ción, llegando ésta a involucrar incluso a materia-les que rellenan la cuenca. Desde este punto de vis-ta la Cuenca del Duero no satisface estrictamentela definición, ya que no existe un cratón (sensustricto) hacia el que se dirige la compresión, ya queesta cuenca forma un sistema casi centrípeto en elque la compresión proviene de tres frentes diferen-tes y se dirige hacia el centro. Por ello esta cuencano tiene bien desarrollado un elemento común a lamayoría de estas cuencas, como es la protuberanciadelantera (forebulge) o zona levantada por delantedel surco (foredeep) de la cuenca, debido a la fle-xión de la corteza en respuesta a la carga del mate-rial que se emplaza en el frente de la deformacióny el propio relleno sedimentario de la cuenca. Aun-que en la Cuenca del Duero hay una somerizacióndel basamento hacia el centro de la cuenca, no sellega a producir exhumación del mismo, debido aque la subsidencia en los tres bordes activos com-pensa parcialmente su potencial levantamiento. Siconsideramos independientemente el borde septen-trional de la Cuenca del Duero, sí que hay un surcopronunciado por delante del frente de la cordillera




y se desarrollan depocentros que migran en la di-rección de avance de los cabalgamientos, a la vezque la deformación.Ingersoll y Busby (1995) proponen una clasifica-ción de las cuencas sedimentarias en las que distin-guen 26 tipos de cuencas de las cuales 4 correspon-den a cuencas de antepaís:

– Cuencas de antepaís periféricas: cuencas so-bre márgenes continentales estirados queconstituyen una placa que subduce y han sidoarrastrados a zonas de subducción duranteprocesos de colisión (ejemplo actual: GolfoPérsico; ejemplo antiguo: Cuenca molásicasuiza del Cenozoico medio-Alpes) (Ver Fig.119, más adelante).

– Cuencas de antepaís de retroarco: cuencas enel lado continental de sistemas de arco-fosa(arc-trench systems) en márgenes continenta-les formados por compresión relacionadacon subducción o colisión. Se las ha relacio-nado frecuentemente con zonas de subduc-ción de bajo ángulo (ejemplo actual: Andesfoothills; antiguo: Cuenca cretácica de Se-vier en Wyoming).

– Cuencas de antepaís intramontañosas: cuen-cas formadas en medio de levantamientos en-raizados en el basamento o basement coreduplifts (ejemplo actual: Cuencas de las SierrasPampeanas en Argentina; antiguo: CuencasLarámides en Wyoming) (Figs. 93 y 94).

b)b)b)

a)a)a)

Figura 93. a) Secciones no migradas del perfil Wind River (líneas 1 y 1A). b) Interpretación de las reflexiones de los perfiles anteriores más elperfil 2. Obsérvese la similitud entre la morfología del cabalgamiento y la cuenca en el SO con la de la Cuenca del Duero y el cabalgamientofrontal alpino (Tomadas de Smithson et al., 1979).


– Cuencas de Piggyback: cuencas formadas ytransportadas sobre láminas cabalgantes enmovimiento (ejemplo actual: Cuenca de Pes-hawar en Pakistán; antiguo: Neógeno de losApeninos en Italia).

Las cuencas periféricas son cuencas de colisión aligual que algunas de las cuencas de retroarco, aun-que se forman en los lados opuestos del orógeno ytienen vergencias también opuestas. Las cuencasde retroarco no colisionales tienen similitudes conlas intramontañosas ya que algunas de las últimasse forman en relación con zonas de subducción yestán situadas sobre láminas de corteza subducidacon un ángulo muy bajo. La principal diferenciaradica en que la deformación en las primeras es detipo epitelial y en las segundas afecta al basamento(thick-skin), provocando levantamientos del mismo(Figs. 93 y 94).

Es difícil encuadrar la Cuenca del Duero dentro deuno de los tipos de cuencas reseñados. Por sus pe-culiares características tiene rasgos de varios de losgrupos pero no queda recogida plenamente en nin-guno de ellos. Si consideramos que la cuenca seforma sobre una corteza continental que subducehacia el norte habría que considerarla como unacuenca periférica similar a la cuenca molásica sui-za de los Alpes o a las cuencas terciarias al sur delos Pirineos. Sin embargo, el contexto geotectónicono es el mismo, ya que no existe una colisión con-tinental sensu-stricto, como en las anteriores, portratarse de la subducción de una corteza delamina-da por la indentación de otra corteza sin que existaen el margen opuesto un continente colisionando.

La Cuenca del Duero se ajusta más a las caracterís-ticas de las cuencas intramontañosas. Si compara-mos la imagen sísmica e interpretada del perfilWind-River (Fig. 93) con la de ESCIN-2 veremosque tienen grandes semejanzas. Ambas muestran eldesarrollo de una cuenca sedimentaria por delantede cabalgamientos que involucran al basamento yproducen su levantamiento pasivo, igual al levanta-miento de la Cordillera Cantábrica por los cabalga-mientos alpinos.

6. GRAVIMETRÍA

La velocidad sísmica y la densidad de los materia-les rocosos son propiedades físicas de los materia-les, que están relacionadas entre sí y se pueden de-terminar por métodos diferentes. Ambas propieda-des pueden ser utilizadas para modelizar la cortezapor métodos independientes y llegar a un modelocortical único que las satisfaga, dando mayor vali-dez al modelo obtenido.La modelización gravimétrica se aborda en estetrabajo con el fin de complementar los datos apor-tados por la geología superficial y los perfiles sís-micos, y además resolver varias cuestiones:

– Confirmar la presencia de la raíz cortical bajola Cordillera Cantábrica interpretada en losexperimentos de sísmica.

– Obtener la morfología de dicha raíz cortical,que no está bien definida en el resto de experi-mentos geofísicos llevados a cabo. En efecto,los perfiles de sísmica de refracción y refle-xión de gran ángulo (perfil 5 y ESCIN-4) care-cen de suficiente resolución para resolver di-cha estructura con el suficiente detalle (Pulgaret al., 1996; Fernández-Viejo, 1997 y Gallartet al., 1997). Por otra parte, el perfil ESCIN-2no llega a atravesar completamente la raíz,muestreando únicamente su flanco meridional.

– Aportar más datos al modelo cortical cons-truido desde la Cuenca del Duero hasta elmargen noribérico y confirmar los modelosobtenidos a partir de la interpretación de losotros datos geofísicos.

La modelización se efectuó con el programaGM-SYS (v. 1.01)de Northwest Geophysical Asso-ciates, en una estación de trabajo Sun Ultra-2. Di-


Figura 94. Estructura de las Sierras Pampeanas como ejemplo actualde cuenca de antepaís intramontañosa (Tomada de Miall, 1995).


cha aplicación permite la modelización hasta en2,75 D. Se optó por modelizar en 2D, por cuantolos perfiles tienen un trazado perpendicular a lasestructuras modelizadas y se asume que su conti-nuidad lateral en la dirección normal a la del perfiles suficientemente grande como para no estar in-troduciendo efectos de borde en nuestro modelo.Los cuerpos geológicos se representan por prismashorizontales de extensión lateral suficiente paraevitar introducir efectos de borde de los lados delperfil. La contribución de cada prisma al valor dela gravedad se calcula mediante los algoritmos deWon y Bevis (1987), basados en el método de Tal-wani et al. (1959).

6.1. El mapa de anomalías gravimétricas: datosempleados

Los valores de la gravedad empleados para la ela-boración del mapa de anomalías de Bouguer en tie-rra y de aire libre en mar se recopilaron de variasfuentes. Un total de 3201 medidas en tierra (Fig.95a), proceden de campañas realizadas por diver-sas instituciones y fueron proporcionadas por elBGI (Bureau Gravimétrique International - París).A éstas se le sumaron 349 mediciones realizadasdurante el proyecto ESCIN, como un estudio com-plementario a lo largo de la línea de sísmica de re-flexión profunda ESCIN-1 y áreas circundantes(Aller, 1993). Por último, los datos de mar proce-den de la base de datos de todo el globo de Sand-well y Smith (1997).

Con el fin de aumentar la densidad de los datos, enaquellas zonas de interés para este estudio que pre-sentaban un muestreo insuficiente, se realizó un le-vantamiento gravimétrico durante los años 1994 y

1995, entre los meridianos 5°O y 5°30’O. El graví-metro empleado fue un Lacoste & Romberg mode-lo G-921,que proporciona una precisión teórica de± 0,01 mgal con un rango de 5000 mgal. Las esta-ciones base empleadas como referencia para los re-corridos diarios fueron las estaciones fundamenta-les números 9 y 24 (Ribadesella y León) de la redde bases gravimétricas de España, así como una es-tación en Oviedo en el edificio de la Facultad deGeología cuyos parámetros fueron proporcionadospor la BGI. A lo largo de la campaña se midieronun total de 474 estaciones y la gravedad teórica secalculó con referencia al World Geodetic System(1980).

La estación base de Oviedo en la Facultad de Geo-logía, al igual que todas la medidas proporcionadaspor la BGI, están referenciadas a la Red de Estan-darización Gravimétrica Internacional de 1971 (In-ternational Gravity Standardization Network,ISGN-71). Sin embargo, las estaciones base de lared de bases gravimétricas de España de Ribadese-lla, León y Oviedo están referenciadas al valor deuna estación base en Potsdam, al que se referencia-ban las estaciones base con anterioridad (TablaXI). Con la mejora de los aparatos de medida secomprobó que el valor de la estación de Potsdamera 14 miligales más alto del valor real. Para ho-mogeneizar todos los datos y referirlos a laISGN-71, se le restaron 14 mgal a los valores de laanomalía de Bouguer con corrección topográficaobtenidos a partir de las últimas estaciones.

La toma de medidas se realizó, siempre que fue po-sible, en vértices geodésicos y en los demás casosse localizó la posición geográfica en mapas delServicio Geográfico del Ejercito (1:50.000) de losque se obtuvieron la longitud y latitud de cada pun-


Tabla XI. Coordenadas, valor de la gravedad observada y altura de las estaciones base empleadas durante la campaña de adquisición de nuevasmedidas y la campaña complementaria de ESCIN-1 (Aller, 1993).



0,5

20

10

5

15

5

1

0,5

10

2,5

0,5

1

5

2.5

1

5

2,5

5

1

15

10

2,5

0,2

42°

43°

44°

00,20,51,02,55,010,020,040,0

N

-7° -6° -5° -4°

42°

43°

44°

M a r C a n t á b r i c oM a r C a n t á b r i c oM a r C a n t á b r i c o

50 km

ORIGEN DE LOS DATOSCampaña 94-95Aller (1993)BGI

1 - OVIEDO 4 - SANTANDER2 - LEON 5 - PALENCIA3 - RIBADESELLA - Estación base

1

222

333444

555

a

bM a r C a n t á b r i c oM a r C a n t á b r i c oM a r C a n t á b r i c o

Figura 95. a) Mapa de situación y origen de los puntos de medida de la gravedad utilizados para componer el mapa de anomalías de Bouguer entierra. Las estrellas representan la localización de las tres estaciones base utilizadas en la campaña de recogida de datos 1994-95. b) Mapa de iso-líneas de la corrección del terreno calculada y aplicada para obtener la anomalía de Bouguer completa.



to. La altura se midió con un altímetro Thommen,que proporciona precisiones teóricas de ± 1 m. Lasmedidas se realizaron en itinerarios cerrados de 3 a10 estaciones entre 2 vértices geodésicos. El altí-metro era calibrado en el primer vértice y durantela toma de datos se asumió que el error entre las al-turas medida y real en el vértice de cierre, se habíaproducido de un modo lineal con el tiempo a lo lar-go del recorrido. Se calculó una corrección paracada estación intermedia y se desestimaron todaslas mediciones en las que el error de la altura obte-nida al cerrar el itinerario era superior a ± 10 m.

Para el cálculo de la anomalía de Bouguer se em-pleó una densidad de reducción de 2,67 g cm-3. Te-niendo en cuenta las dimensiones del área de estu-dio y la variedad de tipos rocosos presentes, cadauno con su densidad, se empleó una única densidadde reducción que corresponde al valor medio de lacorteza y es un valor ampliamente utilizado en es-tudios regionales. Además de las correcciones ma-reales y de deriva, la presencia de fuertes relievestopográficos en la zona del estudio, con alturas en-tre 0 y más de 2600 m, aconsejó realizar la correc-ción del terreno para obtener la anomalía completade Bouguer de los datos de tierra (ver Apartado1.2). La corrección para cada valor de la gravedadse calculó mediante un modelo digital de elevacio-nes del terreno de malla 0,2 km, teniendo en cuentala elevación de un área alrededor de cada estaciónentre 0,5 y 20 km. También se realizó una estima-ción, en varias estaciones, de la corrección paradistancias hasta 167 km y menor de 0,5 km, perolos valores raramente excedían de 1 mgal, por loque su aplicación fue desestimada. El modelo digi-tal de elevaciones del terreno (Fig. 1b) se elaboró apartir de información topográfica cedida por el IN-DUROT(Instituto de Urbanismo y Ordenación delTerritorio - Universidad de Oviedo) con datos deisolíneas de elevación en intervalos de 100 m y labatimetría fue digitalizada de la carta batimétricade Lallemand et al. (1985) y cartas náuticas delInstituto Hidrográfico de la Marina para las pro-fundidades menores de 200 m. Los mayores valo-res de corrección (Figs. 95 y 96), cercanos a 40mgal, se obtuvieron para las medidas realizadas enla Cordillera Cantábrica, especialmente en la zonade los Picos de Europa, mientras que las anomalíasmedidas en la Cuenca del Duero prácticamente no

tienen corrección por situarse en una zona con re-lieve muy suave (Figs. 1b y 96).

Con los datos de mar y las medidas en tierra secompuso el mapa de anomalías de aire libre en mary Bouguer con corrección topográfica en tierra(Figs. 96 y 97).

Descripción de las anomalías gravimétricas

El modo convencional de representar las anomalíasgravimétricas es mediante mapas de isolíneas co-mo el de la Figura 97. Para su elaboración se inter-poló el valor de la anomalía en los nodos de unamalla rectangular con los datos de la anomalía deaire libre en el mar y la anomalía de Bouguer conla corrección topográfica en tierra.

Desde el punto de vista teórico, la anomalía de airelibre (AAL) debe mostrar una correlación directa conla topografía cuando la corteza se encuentra isostáti-camente compensada. Existe una buena correlaciónentre la morfología de la AAL y la batimetría de laplataforma ibérica, talud continental y fondos delGolfo de Vizcaya (Fig. 96). Las zonas poco profun-das como la plataforma continental y el Banco LeDanois coinciden con valores positivos de las ano-malías, mientras que las anomalías negativas se en-cuentran en las zonas más profundas. Uno de los ele-mentos más destacables del mapa es el par anomalíapositiva-negativa, alongado en la dirección E-O a lolargo de todo el margen noribérico (Fig. 38). Su lon-gitud es de unos 700 km y se extiende a ambos ladosde los límites del mapa presentado en este trabajo. Laanomalía negativa es asimétrica con un gradientemás fuerte al sur y se sitúa a lo largo de la base deltalud continental donde las profundidades superanlos 4000 m. Tiene una anchura entre 50 y 80 km yvalores inferiores a -70 mgal. En esta zona llega a al-canzar un mínimo de -177 mgal (Fig. 97). Su máxi-mo asociado discurre sobre la plataforma ibérica ypresenta varios máximos locales de los que el másimportante se sitúa sobre el Banco Le Danois y al-canza valores cercanos a 150 mgal. La pendiente en-tre el máximo y el mínimo tiene un fuerte gradientede 16 mgal km-1. El gradiente positivo hacia el centrodel Golfo se debe al progresivo adelgazamiento ha-cia el norte, tanto de la capa de sedimentos como dela corteza, con la consiguiente somerización delmanto. El valor de la anomalía tiende a 0 indicandola transición al equilibrio isostático.



Figura 96. Vistas tridimensionales desde el NO de: mapa de anomalías gravimétricas de Bouguer completa en tierra y de aire libre en mar (Fig.97), valores de la corrección de terreno aplicados para obtener la anomalía de Bouguer completa (Fig. 95b) y modelo digital del terreno de la zo-na estudiada con exageración vertical (Fig. 1b). Obsérvese la buena correlación entre la batimetría y la anomalía de aire libre y la concordanciaentre las zonas con mayor corrección topográfica y los mayores relieves de la cordillera.



Figura 97. Mapa de la anomalía de aire libre en mar y de Bouguer completa en tierra. Las líneas representan los perfiles gravimétricos modeliza-dos y las líneas de reflexión y refracción/gran ángulo de la zona. El intervalo de contorno es 10 mgal.

-120

-30

30

60

60

30

0

-90

-60

-30

60

0

-120

-60

-60-60

-30

-60

-90

30

-30 0

-90

90-9

0-60120

60

-150

0

MODELOMODELOMODELO5,165,165,16

MODELOMODELOMODELO4,624,624,62

-7° -6° -5° -4°

42°

43°

44°

45°

-180-150-120-90-60-300306090120150mGal

Palencia

León

Oviedo

Banco del Danes

SantanderGijón

0 50 km

N

Perfil gravimétrico

Sísmica reflexión

Sísmica refracción


En la zona de máximo de la plataforma ibérica sepueden distinguir tres máximos relativos con valo-res superiores a 90 mgal cuyo origen no se puedeatribuir únicamente a la batimetría. El situado so-bre el Banco Le Danois es el más intenso y a élcontribuyen tanto el efecto de borde antes mencio-nado como el que los sedimentos de la plataformase adelgacen y llegue a aflorar basamento preme-sozoico en el fondo del mar (ver Apartado 3.1).Los otros dos máximos tienen poca longitud de on-da, por lo que su origen debe ser somero y se esca-pa al objetivo de nuestra modelización, centrada enlas anomalías de gran longitud de onda producidospor estructuras de escala cortical. De ellos, el má-ximo situado al NO del Cabo Peñas puede estar re-lacionado con la presencia de rocas basálticas yvulcanodetríticas como las que se encuentran den-tro de la sucesión paleozoica en la costa (Gallaste-gui et al., 1992).

En el cálculo de la anomalía de Bouguer (AB) entierra, se sustraen del valor de la gravedad observa-da los efectos de: latitud, elevación y masa de rocasobre el geoide de referencia, por lo que dichasanomalías reflejan las variaciones de la densidadbajo el nivel de referencia. Si la tierra fuera unamasa homogénea el valor de la AB debería ser 0.Por lo tanto, la variación del valor de la anomalíaentre dos puntos está causada por irregularidadesen la distribución de densidades, atribuibles a ladisposición de las masas rocosas.

En el mapa de la AB se observa un suave gradientenegativo hacia la Cuenca del Duero, tanto de N a Sdesde la costa cantábrica, como de O a E desde laatlántica (Fig. 98). Este gradiente se debe al efectocombinado de: el relleno de la cuenca con sedi-mentos de menor densidad que el sustrato paleo-zoico circundante y el engrosamiento de la cortezadesde los márgenes continentales, donde la cortezaestá adelgazada, hacia el centro de la placa dondealcanza un espesor entre 30 y 35 km. Se observanalgunos mínimos locales, de poca amplitud y lon-gitud de onda, generados por cuerpos a escasa pro-fundidad, que se pueden explicar a partir de la geo-logía superficial. En la parte Oriental el relleno se-dimentario terciario de la Cuenca Terciaria delBierzo genera un mínimo con valores por debajode -60 mgal. Una serie de pequeñas anomalías ne-gativas o inflexiones de las isolíneas localizadas en

la parte oriental de Asturias, entre -6,5° y -7°, sepueden explicar por la presencia de cuerpos intru-sivos de edad varisca y naturaleza mayoritariamen-te ácida e intermedia que tienen su manifestaciónsuperficial en los stocks ígneos de Salas, Porcía,Salave, Represas y Boal (Alonso et al., 1991). Elgradiente desde la costa cantábrica hasta la Cuencadel Duero es diferente a ambos lados del meridiano5°O. En el sector oeste el gradiente es suave desdela Cuenca del Duero y aumenta progresivamentehacia la costa. Por el contrario, en el sector este elgradiente es fuerte desde el borde de la Cuenca delDuero hasta aproximadamente los Picos de Euro-pa, donde el gradiente disminuye y las isolíneas seseparan dando lugar a una zona de meseta relativa-mente plana. La transición de la zona de meseta ala costa se produce a través de una zona con fuertegradiente. El límite entre ambos sectores coincidecon el límite geológico entre la Región del Pongaen el oeste y la Región de los Picos de Europa en eleste. La variación lateral del gradiente también estáreflejada en el mapa de la anomalía de Bouguer sincorrección (Fig. 98), por lo que se excluye que setrate de un error introducido al aplicar la correc-ción topográfica. Su origen debe ser por lo tanto al-guna estructura situada en un nivel cortical de in-termedio a somero, ya que las estructuras profun-das generan anomalías de mayor longitud de onda.Sin embargo, su origen no debe atribuirse a varia-ciones de la densidad de los materiales paleozoicosque afloran, ya que la zona de meseta se extiendehacia el este sobre los afloramientos de rocas me-sozoicas de la Cuenca Vasco-Cantábrica, hasta ellímite oriental del mapa, donde las isolíneas vuel-ven a juntarse (Figs. 97 y 98).

El mínimo absoluto de esta zona se localiza al nor-te de León y se extiende en dirección E-O paraleloal borde septentrional de la Cuenca del Duero so-bre su depocentro (Fig. 98). Otros mínimos impor-tantes ocupan el extremo SE del mapa, en el vérti-ce de la cuenca, en las inmediaciones de los siste-mas Central e Ibérico.

6.2. Modelización gravimétrica

Situación de los perfiles modelizados

Con el fin de estudiar la estructura de la corteza serealizaron dos perfiles gravimétricos paralelos N-S,




0 -20 -40 -60 -80 -100 -120 -140 -16020406080100

mgal

000

área estudiada

000

000

000

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲

▲

▲ ▲ ▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲ ▲

▲▲

▲

▲

▲▲ ▲ ▲

▲ ▲ ▲ ▲ ▲ ▲

▲

▲

▲ ▲ ▲

▲ ▲ ▲▲ ▲

▲ ▲ ▲▲

❙

❙

❙

❙

❙❙

❙

❙ ❙❙

❙

❙

❙

❙

❙ ❙

❙❙

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲ ▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

....▲▲

.

▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲▲▲

▲▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲▲▲

▲▲

▲▲▲▲▲

▲▲▲

▲▲▲

▲▲...▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲ ▲▲ ▲ ▲

▲

▲

.▲

▲▲▲ . ▲

▲▲▲

▲ ▲

▲

...

.▲

▲ ▲

▲▲

▲

▲❙▲ ❙

▲❙

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▼

▼

▼

▼▼

▼▼

▼

▼

▼

▼▼

▼

▼

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▼▼

▼▼

▼▼

▼▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▼

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲▲▲

▲▲

▲

▲

▲

-30

3030

0

60

-60

-60

-30

-60

-90

60

-90

60

-7° -6° -5° -4°

42°

43°

44°

▼

▼▼

▲▲

▲▲

50 km

N

a)

b)

Terciario Mesozoico

Zona Centroibérica

Rocas Ígneas

Zona Cantábrica

Zona Asturoccidental-Leonesa

Figura 98. a) Mapa de la anomalía de Bouguer en la Península Ibérica y localización del mapa de la anomalía de Bouguer completa de la Figura97. El intervalo de contorno es 20 mgal (modificada de Sanz Nuñez et al. 1991).b) Mapa de la anomalía de Bouguer completa en tierra con la ge-ología superficial y la situación de los perfiles modelizados.


a lo largo de los meridianos 4,62°O (4° 37’ 12”O)y 5,16°O (5° 9’ 36”O). Ambos perfiles tienen unalongitud de 417 km y comienzan en la latitud45,25° en la llanura abisal del centro del Golfo deVizcaya. Atraviesan el margen noribérico, la Cor-dillera Cantábrica y terminan en la Cuenca delDuero en la latitud 41,5° (Figs. 1 y 97). El perfil5,16 (oeste) es prácticamente coincidente con losperfiles ESCIN-4 de sísmica de reflexión vertical yde gran ángulo (Figs. 51 y 58), mientras que el per-fil 4,62 (este) lo es con el perfil ESCIN-2 de refle-xión vertical y el perfil 5 de refracción (Figs. 66 y68). Estos perfiles son paralelos a otros dos mode-lizado por Fernández-Viejo (1997) y Fernández-Viejo et al. (1998) a lo largo del meridiano 8,5°O y5,8°O. De esta misma zona es la modelización gra-vimétrica del perfil ESCIN-4 hasta la costa deÁlvarez-Marrón et al. (1997a).

Las densidades de las rocas

Son muy escasas las medidas directas de la densi-dad de las rocas de la zona. Evers (1967) realizó unestudio gravimétrico del borde septentrional de laCuenca del Duero (Fig. 11), que incluyó una cam-paña gravimétrica y medidas de densidad de las ro-cas. Se obtuvieron densidades medias de 2,67 gcm-3 para los materiales paleozoicos y 2,46 g cm-3

para el Cretácico superior y Terciario. En la Cuen-ca del Ebro, donde las facies sedimentarias son si-milares a las de la Cuenca del Duero, estudios dedetalle atribuyen una densidad de 2,6 g cm-3 a losconglomerados del borde de la cuenca y 2,45 g cm-

3 a las rocas terciarias (Torné et al., 1989). Otrasmedidas de valores de densidad seca y aparentefueron obtenidas en probetas de dolomías de laFormación Láncara del Cámbrico y cuarzoarenitasde la Formación Barrios del Cambro-Ordovícicoen la Cordillera Cantábrica (González Buelga,1995). Aun teniendo en cuenta el carácter puntualde estos valores y la gran variedad de tipos rocososde la sucesión sedimentaria paleozoica presente ennuestros modelos, se han tenido en cuenta para laelección de su densidad (Tabla XII).

Ante la escasez de medidas directas, la mayor partede las densidades de los modelos se asignaron porconversión a densidad de las velocidades de trans-misión de las ondas P de los modelos sísmicos des-critos en apartados precedentes. Las densidades de

los sedimentos y rocas meso-terciarias de la plata-forma y llanura abisal proceden de los modelos develocidad definidos para la conversión a profundi-dad de las líneas de reflexión de la plataforma y delperfil ESCIN-4 (Figs. 42 y 53). Las densidades delos niveles corticales más profundos se derivaronde los modelos de reflexión vertical y de gran án-gulo ESCIN-4 y perfil 5 (Figs. 13, 60 y 68). Para laconversión velocidad a densidad se utilizó el gráfi-co de Ludwig et al. (1970). Éste fue obtenido de unmodo empírico, representando las medidas de la-boratorio de la velocidad de transmisión de las on-das P y densidad de diferentes tipos rocosos (Fig.99). Otros autores, como Nafe y Drake (1957),Birch (1961) o Woollard (1966), también encontra-ron relaciones similares entre la velocidad y la den-sidad basándose en un gran número de datos desondeos y de estudios de diferentes rocas corticalesy del manto. Birch incluso propuso la siguiente re-lación linear (Ley de Birch):

Vp = a(m) + bρ

donde Vp es la velocidad de las ondas compresio-nales, a(m)es una constante relacionada con el pe-so atómico medio (20 < m < 21 para rocas de lacorteza), b es una constante y ρ la densidad. Otrosautores como Shankland y Chung (1974) sugierenque la relación velocidad-densidad es más compli-cada y depende de otros parámetros.

Barton (1986) hizo una revisión crítica de diferen-tes modelos gravimétricos calculados y concluyóque la utilización de las velocidades sísmicas deuna roca como única indicación de su densidad noes fiable a la hora de reproducir las variaciones dela gravedad, debido al rango de densidades posi-bles de las rocas que tienen una determinada velo-cidad y viceversa. A pesar de ello y de la disper-


Tabla XII. Valores de la densidad seca y densidad aparente de dife-rentes muestras de rocas de la sucesión sedimentaria del Paleozoicoinferior de la Zona Cantábrica (Cordillera Cantábrica).


sión de los datos, Meissner (1986) considera que latransformación de velocidad a densidad para estu-dios gravimétricos debe considerarse como válida.

Descripción de los perfiles de valores de la gravedadobservada

Los perfiles con los valores de la gravedad obser-vada, que se describen en este apartado, fueron ob-tenidos del mapa de anomalías gravimétricas a lolargo de las transectas 4,62 y 5,16, cuyas coordena-das se detallan en apartados previos. Son los perfi-les a partir de los que se elaboraron los modelosgravimétricos 4,62 y 5,16 de la corteza, que se des-cribirán en el apartado siguiente.

El perfil 4,62.El perfil 4,62 fue trazado a lo largodel meridiano 4,62°O. Es paralelo a los perfiles te-rrestres de sísmica de reflexión profunda ESCIN-2y al perfil 5 de refracción paralelo al anterior (Fig.100). Los perfiles sísmicos han permitido constre-ñir la morfología del modelo, reduciendo los gra-dos de libertad en su elaboración, y convertir lasvelocidades del modelo de refracción a densidad.

En el sector continental la curva de valores de lagravedad tiene valores negativos y un gradiente cre-ciente hasta la costa. En el extremo sur la curva co-mienza con un valor de -99 mgal y tras un pequeñoincremento de la gravedad la curva se horizontalizacon valores entre -75 y -80 mgal. No existe un míni-mo netamente marcado sobre el depocentro del bor-de septentrional de la Cuenca del Duero. A partir delborde N de la cuenca los valores de la gravedad seincrementan hasta alcanzar 0 mgal en las inmedia-ciones de la costa. El segmento ascendente de lacurva comienza con un tramo de fuerte pendiente, alnorte de la Cuenca del Duero, cuya pendiente dismi-nuye abruptamente y conecta con una zona práctica-mente plana entre -10 y -20 mgal cerca de la costa.Este sector más horizontal se localiza en el área delos Picos de Europa y la Cuenca Vasco-Cantábrica,mencionado en la descripción del mapa de anomalí-as, donde las isolíneas se espacian formando una zo-na relativamente plana.

La transición tierra-mar corresponde a un segmen-to de fuerte incremento de la gravedad. En el sectormarino la curva de valores de la gravedad se divideen una zona de valores positivos en la plataformacontinental y el Banco Le Danois y otra de valoresnegativos sobre la llanura abisal. Sobre la platafor-ma se localizan tres máximos de corta longitud deonda y valores de 50, 42 y 123 mgal respectiva-mente. Los dos últimos están separados por un mí-nimo (-15 mgal) debido a la profundización delfondo del mar al atravesar oblicuamente el Cañónde Lastres. La curva adopta una fuerte pendienteen el talud continental conectando el máximo sep-tentrional, situado sobre el Banco Le Danois, y ungran mínimo absoluto de -96,5 mgal situado inme-diatamente al pie del talud. Entre el mínimo y elextremo norte, donde se alcanza un valor de 0mgal, el gradiente es bastante constante.

El perfil 5,16.El perfil 5,16 discurre a lo largo dela longitud 5,16°O y es coincidente con la línea desísmica de reflexión profunda marina ESCIN-4 yel perfil de reflexión de gran ángulo paralelo a lamisma (Fig. 102a). Al igual que en el modelo ante-rior estos perfiles y la proyección de los terrestrespermitieron derivar las densidades y constreñir lamorfología del modelo gravimétrico.

La forma de la curva de valores gravimétricos esmuy parecida a la del perfil contiguo. Los valores


máximomínimo

Vel

ocid

ad s

ísm

ica

km/s

0

2

4

6

8

10

Densidad g cm-32 4 51 3

Figura 99. Medidas de laboratorio de la velocidad de las ondas P ydensidad de rocas según Ludwig et al. (1970). La línea central es la re-lación media velocidad-densidad utilizada normalmente para cálculosgravimétricos de modelos sísmicos. Tomada de Barton, 1986.



de la anomalía gravimétrica en tierra son negativosy alcanzan un mínimo de -81 mgal coincidente conel depocentro de la Cuenca del Duero. El gradientecreciente desde el depocentro hacia el sur es muysuave, hasta alcanzar una zona de máximo de apro-ximadamente -61 mgal y terminar casi horizontalen el extremo sur. La forma de la curva desde eldepocentro hacia el norte difiere de la del modeloprevio. El gradiente creciente inicial es menos pro-nunciado y aumenta progresivamente hacia el nortesin inflexiones de mención, hasta alcanzar el valorde 0 mgal en la línea de costa.

En el sector marino se diferencian claramente doszonas al igual que en el perfil oriental: desde lacosta hasta el talud y sobre la llanura abisal. Losvalores de la anomalía son positivos sobre la plata-forma y se disponen formando tres máximos abso-lutos de corta longitud de onda y valores de 58, 52y 126 mgal, este último sobre el Banco Le Danois.Las mayores diferencias entre los dos perfiles seencuentran en el talud y la llanura abisal. Al N delBanco Le Danois los valores decrecen con unapendiente dividida en dos tramos, de mayor y me-nor inclinación respectivamente, frente a la pen-diente constante mostrada en el modelo 4,62. Estapendiente conecta con un mínimo de -110 mgaldesplazado 22 km al N del pie del talud continen-tal, mientras que en el modelo 4,62 se encuentrainmediatamente al pie del mismo. En el extremonorte los valores se incrementan con un fuerte gra-diente hasta 8 mgal en el límite de la transecta.

Descripción de los modelos gravimétricos

En este apartado se describen los modelos corticalesobtenidos de la modelización de las curvas gravimé-tricas. Su geometría está constreñida por los perfilesde reflexión ESCIN-2 y ESCIN-4 y los perfiles derefracción/gran ángulo paralelos a los mismos. Esimportante resaltar que la modelización se ha enfo-cado a reproducir las anomalías de gran longitud deonda, originadas por cuerpos con contraste de densi-dad importantes a escala cortical, mientras que sehan obviado las anomalías de pequeña longitud deonda generadas por pequeños cuerpos superficiales.Por ello se pueden observar pequeños desajustes lo-cales que deben estar relacionados con variacionesde la densidad en niveles someros o a efectos latera-les de estructuras menores cercanas a los perfiles.

Las características más relevantes que muestranambos modelos son: el adelgazamiento progresivode la corteza desde la Cuenca del Duero hasta elGolfo de Vizcaya y la confirmación de la presenciade una raíz cortical bajo la Cordillera Cantábricaque alcanza una profundidad máxima de 50 km ba-jo la costa.

El modelo 4,62.La corteza a lo largo de esta tran-secta se ha dividido en tres niveles de acuerdo conlos datos de refracción y de reflexión (Fig. 100).Bajo la Cuenca del Duero, donde la corteza no estáprácticamente deformada por los eventos tectónicosterciarios, los niveles corticales son: subhorizonta-les, paralelos y sus densidades: 2,67, 2,75 y 2,85 gcm-3 para las cortezas superior, media e inferior, res-pectivamente. La profundidad de sus límites coinci-den con las profundidades obtenidas de los experi-mentos de refracción y reflexión, situándose la basede la corteza a aproximadamente 32 km. En el ex-tremo sur la corteza aumenta ligeramente su pro-fundidad hasta 34 km en las inmediaciones de lossistemas montañosos Central e Ibérico donde lacorteza también está engrosada debido a la defor-mación terciaria. En superficie se han representadolos materiales de la Cuenca del Duero así como ellevantamiento del Campillo en el bloque superiordel cabalgamiento del mismo nombre. A las rocascretácicas de la base (arenas de la Formación Utri-llas y calizas cretácicas) se les ha asignado una den-sidad media de 2,62 g cm-3. Los materiales tercia-rios disminuyen progresivamente su densidad haciael sur desde 2,6 g cm-3 de los conglomerados delborde de la cuenca hasta 2,25 g cm-3 de los depósi-tos más distales, pasando por densidades interme-dias de 2,47 y 2,37 g cm-3. Esta distribución de den-sidades es necesaria para la correcta modelizaciónde la gravedad observada y representa la evoluciónde las facies sedimentarias desde los términos pro-ximales más gruesos (conglomerados) a los distalesmás finos (arenas y limos). La transición del Paleo-zoico a la Cuenca del Duero no se refleja en unaclara inflexión de la curva de la anomalía observadaya que el salto es de únicamente 6 miligales (ver Fi-gura 11). Por ello, las densidades de los conglome-rados terciarios y las rocas paleozoicas del borde dela cuenca deben ser muy similares. Las profundida-des de las bases del Cretácico y Terciario se han ob-tenido de los mapas de isobatas construidos a partir



ES

CIN

-2E

SC

IN-2

ES

CIN

-2P

ER

FIL

5P

ER

FIL

5P

ER

FIL

5

=C

alcu

lada

=O

bser

vada

280

300

320

340

360

380

400

020

4060

8010

012

014

016

018

020

022

024

026

0

Mod

elo

4,62

(es

te)

6040200

-160

-120-80

-40080120

160

40 200

Dis

tanc

ia (

km)

280

300

320

340

360

380

400

020

4060

8010

012

014

016

018

020

022

024

026

0

SN

V =

2H

Gra

v.(m

gal)

Pro

f.(k

m)

Pro

f.(k

m)

2,67

2.75

2.85

3.3

3.3

3.3

2.47

2.62

2.7

2.9

2.75

2.85

2.552.

6

2.5

2.1

1.03

2.92

2.92

2.92

2.2

2.35

2.6

2,37

2,25

2,39

2,35

3.3

3.3

3.3

línea

cost

a

2,67

2.75

3.3

3.3

3.3

2.47

2.62

2.7

2.9

2.75

2.85

2.552.

6

2.5

2.1

1.03

2.92

2.92

2.92

2.2

2.35

2.6

2,37

2,25

2,39

2,35

2.9

Figura 100. Resultado de la modelización del modelo 4,62 a lo largo del meridiano 4,62°O. Se incluye una ampliación de la parte superior delmodelo a escala V=2H. Las densidades se expresan en g cm-3.


de la interpretación de perfiles sísmicos (Apartado5). La base de la cuenca asciende en dirección surdesde su borde norte, para incrementar su profundi-dad en el extremo sur donde se localiza el bordemeridional de la Cuenca del Duero.

La curva de la gravedad desde el depocentro de laCuenca del Duero hasta la costa, en esta sección,es más compleja que en el modelo 5,16. Atraviesala zona donde las isolíneas del mapa de anomalíasdelimitan una “zona de meseta” con valores de lagravedad más altos de los que correspondería alprolongar el gradiente del oeste. Esta zona se sitúasobre los Picos de Europa y sobre parte de laCuenca Vasco-Cantábrica. Las abruptas inflexio-nes de la curva indican que el cuerpo que las origi-na está muy cerca de la superficie y se han encon-trado dos modelos posibles que se ajustan a la cur-va observada. En el primer modelo se ha modeli-zado un cuerpo tabular entre las cortezas superiory media, con una densidad de 2,85 g cm-3 a unaprofundidad de aproximadamente 5 km (Fig. 100).En el segundo modelo, la causa del incremento dela anomalía de Bouguer se explica por un aumentoen superficie de la densidad de los materiales pale-ozoicos hasta 2,75 g cm-3 (Fig. 101). En últimainstancia se ha seleccionado el primer modelo poreliminación del segundo. En primer lugar, no hayargumentos que justifiquen un incremento de ladensidad de los materiales paleozoicos de esta zo-na, que está constituida por materiales similares alos del resto de regiones de la Zona Cantábrica.Además, el área ocupada por la “zona de meseta”no se limita a los afloramientos paleozoicos, sinoque se extiende también sobre las rocas mesozoi-cas de la Cuenca Vasco-Cantábrica. Por ello se es-cogió el modelo que atribuye un origen más pro-fundo a la anomalía, independiente de la geologíasuperficial y se introdujo el cuerpo tabular del mo-delo final. Hay que hacer constar que no hay otrosdatos objetivos, más allá de la interpretación gra-vimétrica, que apunten a la presencia de tal cuerpodenso, aunque este cuerpo podría ser la causa de lafuerte reflectividad entre 2 y 3 s (T.D.) en el extre-mo norte de ESCIN-2, en el límite entre las corte-zas superior y media. Tampoco se ha encontradouna respuesta satisfactoria, ni al origen, ni a la na-turaleza de tal cuerpo aunque si su morfología esparalela a la de las cortezas, debe de tratarse de un

cuerpo formado o emplazado durante la extensiónmesozoica de la corteza y deformado posterior-mente por la compresión alpina. Por último, en su-perficie se han modelizado los materiales paleo-zoicos de los Picos de Europa y del Manto delPonga como un cuerpo con densidad más baja(2,55 g cm-3) para modelizar la zona plana previaal fuerte gradiente hacia la costa. La importantekarstificación de los materiales calcáreos de am-bas zonas justifica la disminución de densidad res-pecto de las rocas paleozoicas circundantes.

Bajo la Cordillera Cantábrica la profundidad de loslímites de las cortezas se ajustan a las obtenidaspara ESCIN-2 y se han prolongado hacia el nortede modo que satisfagan los datos gravimétricos. Enel modelo se han representado: la indentación de lacorteza del margen hacia el sur delaminando lacorteza ibérica, la raíz cortical de corteza ibéricasubducida hacia el norte y la duplicación de lascortezas media e inferior interpretada en el perfilESCIN-2. La raíz cortical alcanza una profundidad


120 140 160 180 200 220 240

2,75

Figura 101. Modelo alternativo en el sector central del modelo 4,62.El cuerpo denso entre la corteza superior y media es sustituido por unincremento de la densidad en los materiales paleozoicos (2,75 g cm-3)para explicar la zona de meseta sobre los Picos de Europa y la CuencaVasco-Cantábrica. En el texto se explican los criterios geológicos porlos que se ha desestimado esta interpretación. Las densidades y formadel resto de cuerpos son iguales a las del modelo 4,62.



280

300

320

340

360

380

400

020

4060

8010

012

014

016

018

020

022

024

026

06040200

-160

-120-80

-40080120

160

40

ES

CIN

-4 R

VE

SC

IN-4

RV

ES

CIN

-4 R

VE

SC

IN-4

RG

AE

SC

IN-4

RG

AE

SC

IN-4

RG

A

Mod

elo

5,16

(oe

ste)

200

SN

Dis

tanc

ia (

km)

280

300

320

340

360

380

400

020

4060

8010

012

014

016

018

020

022

024

026

0V

= 2

H

=C

alcu

lada

=O

bser

vada

Gra

v.(m

gal)

Pro

f.(k

m)

Pro

f.(k

m)

2.45

2.62

2.67

2.75

2.85

3.3

3.3

3.3

2.92

2.68

2.63

2.6

2.6

2.7

2.75

1.03

2.95

2.95

2.95

1.9

2.35

2,45

2.0

2.2

2.5

2,1

2.25

2.85

2,32

2,25

3.3

3.3

3.3

línea

cost

a

2.45

2.62

2.67

2.75

2.92

2.68

2.63

2.6

2.6

2.7 2.

75

1.03

2.95

2.95

2.95

1.9

2.35

2,45

2.0

2.2

2.5

2,1

2.25

2.85

2,32

2,25

3.3

3.3

3.3

2.92

Figura 102. Resultado de la modelización del modelo 5,16 a lo largo del meridiano 5,16°O. Se incluye una ampliación de la parte superior delmodelo a escala V=2H. Las densidades se expresan en g cm-3. RV.: reflexión vertical; R.G.A.: reflexión de gran ángulo.


de 50 km bajo la línea de costa. En este sector seha incrementado ligeramente la densidad de la cor-teza superior hasta 2,7 g cm-3 y la de la corteza in-ferior hasta 2,9 g cm-3. El incremento de la últimarepresenta un paso intermedio entre la corteza infe-rior ibérica y la del Golfo de Vizcaya, a la que se leha asignado una densidad de 2,92 g cm-3. Esta den-sidad corresponde a la de una corteza más densaque la corteza inferior continental estándar.

Finalmente, en la zona marina la corteza se adelga-za progresivamente desde 30 km de profundidaden la zona de la raíz, hasta 19 bajo el talud y 15 enel extremo norte. No se dispone de datos de pro-fundidad de los sedimentos cretácicos y terciariosque recubren la plataforma hasta el Banco Le Da-nois por lo que se han modelizado de modo queajusten la curva de la anomalía observada. La dis-tribución de densidades de los sedimentos, mayoren las zonas cercanas a la costa y con un incremen-to significativo de la densidad con la profundidad,se ha definido teniendo en cuenta los datos del mo-delo 5,16 donde las densidades están más contras-tadas con los datos sísmicos. Los sedimentos al piedel talud tienen una potencia máxima de 6 km y seadelgazan hacia el N hasta 2,4 km. Los materialescon densidad de 2,35 g cm-3 representan los depósi-tos deformados en la zona tectonizada al pie del ta-lud, mientras que a los depósitos sin y postectóni-cos se les asigna una densidad de 2,2 g cm-3, que esuna densidad media obtenida de los datos de latransecta 5,16.

El modelo 5,16. La corteza se ha dividido en tres ni-veles, al igual que en el modelo anterior. Las densi-dades asignadas a las cortezas superior, media e in-ferior son iguales a las del modelo 4,62: 2,67, 2,75 y2,85 g cm-3 respectivamente (Fig. 102). También sehan incluido en el modelo las rocas meso-terciariasde la Cuenca del Duero donde hay una gradación delas densidades del Terciario desde 2,6 g cm-3 de losconglomerados del borde, hasta 2,25 g cm-3 de lasfacies distales, pasando por densidades intermediasde 2,32 y 2,45 g cm-3. Como en el modelo anterioreste rango de densidades permite ajustar las curvasobservadas y calculadas también en el borde de lacuenca, donde el salto en miligales entre la cuenca yel basamento paleozoico es pequeño.

La estructura de la corteza bajo la Cordillera Can-tábrica es muy similar a la del modelo 4,62. Única-

mente cabe reseñar que la raíz cortical que subducehacia el norte tiene un ángulo de inclinación ligera-mente menor y su extremo se encuentra unos 10km más al norte alcanzando una profundidad máxi-ma de 50 km. De cualquier manera, como se discu-tirá en apartados posteriores, la resolución que al-canza este método para estructuras tan profundases baja y hay cierto grado de libertad en la resolu-ción de su morfología. A la corteza superior se leasignó una densidad de 2,7 g cm-3, igual a la delmodelo anterior, pero ha sido necesario introduciruna corteza con una densidad intermedia de 2,68 gcm-3 entre esta última y la corteza superior bajo laCuenca del Duero. El perfil discurre por la zonadonde el gradiente entre la cuenca terciaria y elmar es casi constante y la morfología de la cortezaha sido suficiente para ajustar la gravedad del mo-delo por lo que no ha sido necesario introducir elcuerpo denso del modelo 4,62.

La estructura en el sector marino de este modeloestá mucho mejor definida, por ser paralelo al per-fil ESCIN-4, del que se han obtenido las geometrí-as de las cuencas sedimentarias de la plataforma yde la llanura abisal. Las densidades han sido deri-vadas de las velocidades empleadas para la conver-sión a profundidad de los perfiles sísmicos. Ladensidad de los sedimentos disminuye al alejarsede la costa y aumenta con la profundidad como ca-be esperar al disminuir la porosidad por la presiónlitostática. Los materiales mesozoicos de la base dela cuenca disminuyen su densidad hacia el BancoLe Danois desde 2,63 a 2,6 y 2,5 g cm-3, mientrasque al Terciario se le asignaron densidades de 2,45y 2,25 g cm-3 y el Mioceno sup-Cuaternario tiene lamenor densidad, 2,1 g cm-3. En la llanura abisal ca-be destacar la presencia de un cuerpo denso dentrode la zona tectonizada al pie del talud (2,35 g cm-3),cuya densidad es 2,85 g cm-3. Este cuerpo densopermite ajustar la curva de la gravedad calculada ala inflexión en la pendiente de la curva de la ano-malía observada, al pie del talud. Su efecto es des-plazar el mínimo absoluto hacia el norte y que nose encuentre al pie del talud como en el modelo4,62. Este cuerpo denso representa material del ba-samento introducido en la zona tectonizada por loscabalgamientos del mismo e involucrado en la de-formación. Los sedimentos sintectónicos con la de-formación al pie del talud tienen una densidad de




2,2 y 2,0 g cm-3, mientras que la densidad de lospostectónicos es 1,9 g cm-3. Al igual que en el mo-delo anterior, la corteza se adelgaza hacia el norte.La corteza inferior incrementa su densidad, y refle-ja la transición de una corteza inferior continental auna corteza de transición muy estirada y posible-mente intruida por materiales mantélicos.

6.3. Discusión y conclusiones

La raíz cortical

Una de las conclusiones más sobresalientes, dedu-cidas del estudio de todos los datos geofísicos estu-diados en este trabajo, y puesto en evidencia enotros trabajos mencionados a lo largo de esta me-moria, es la presencia de una raíz cortical bajo laCordillera Cantábrica, similar a la de otras cordille-ras de colisión recientes como: Himalayas, Alpes yPirineos; aunque con unas dimensiones más redu-cidas. Su existencia es evidente en el perfil de re-flexión ESCIN-2, en varios perfiles N-S y E-O derefracción/reflexión de gran ángulo, en los mode-los gravimétricos y en resultados preliminares demodelos magnetotelúricos en estudio (Pous et al.,1998).

Sin embargo, la observación detallada del mapade las anomalías gravimétricas arroja un ciertogrado de duda sobre la existencia de tal raíz. En elmapa no se refleja la anomalía negativa que cabeesperar que genere una masa de corteza continen-tal, menos densa, hundida en el manto más denso,por lo que su existencia no se infiere directamentedel mapa. En perfiles gravimétricos realizados enorógenos con estructuras corticales similares, co-mo los Pirineos (Torné et al., 1989; Casas et al.,1997) o los Alpes (Bayer et al., 1989), la raíz decorteza ibérica está asociada a un mínimo de laanomalía de Bouguer, al que contribuyen, en me-nor medida, los sedimentos de las cuenca de ante-país (Cuenca del Ebro).

Se realizaron pruebas dirigidas a comprobar la cau-sa de la ausencia de un mínimo negativo significa-tivo en el mapa en la zona de la raíz. Para ello seeliminaron la raíz y la duplicación de corteza delmodelo 4,62. La geometría cortical resultante es si-milar a la de un margen pasivo estirado (Fig.103a). El valor de la gravedad del modelo sin raíz

aumentó entre 60 y 80 mgal en el sector de la raízentre la Cuenca del Duero y la costa. Por lo tanto,la existencia de la duplicación cortical y de la raízson necesarias para ajustar el perfil gravimétrico.

Es interesante evaluar la magnitud de la contribu-ción de la raíz cortical al valor la gravedad. La raízproduce una anomalía negativa, aproximadamenteen forma de campana de Gauss, con un mínimocentral de -100 mgal que tiende progresivamente a0 hacia los bordes del modelo (Fig. 103b). Enton-ces: ¿porqué su presencia no es evidente en el ma-pa de anomalías y la zona ocupada por la raíz coin-cide con un tramo de pendiente continua inclinadohacia el continente? Son varias las causas que sepueden invocar para explicar el enmascaramientodel mínimo y la conclusión es que hay que atribuir-lo a la conjunción de todas ellas.

La primera es el importante adelgazamiento corti-cal de sur a norte, acompañado de la somerizacióndel manto, que introduce un importante gradientepositivo hacia el norte en el valor de la gravedad.En la Figura 104b se ha representado únicamenteel efecto gravimétrico de la somerización de la ba-se de la corteza del modelo 4,62 desde 35 hasta 15km de profundidad. El perfil gravimétrico B, cal-culado para el modelo b, tiene una fuerte inclina-ción hacia el sur como resultado de la someriza-ción del manto. El perfil gravimétrico C fue calcu-lado del modelo c, igual al anterior con el añadidode la raíz cortical (Fig. 104c). La anomalía de la ra-íz en este modelo se ve enmascarada en gran medi-da por el gradiente producido por la somerizacióndel manto y reducida aparentemente a un mínimode -40 mgal, frente a los -100 mgal del modelo dela Figura 103b.

Si al perfil gravimétrico C se le añade la contribu-ción del mar y de las cuencas sedimentarias (mode-lo d), el resultado es que la contribución de la raízal perfil gravimétrico D (Fig. 104d) es práctica-mente irreconocible. Por el sur los sedimentos dela Cuenca del Duero rebajan la anomalía aproxi-madamente 40 mgal, mientras que por el norte lacontribución del agua del mar y los sedimentos re-bajan el gradiente y confieren al modelo gravimé-trico una morfología similar a la de los modelos4,62 y 5,16.

Por último, al enmascaramiento de la anomalía ne-gativa generada por la raíz también contribuye la


corteza inferior y media del margen indentadas ha-cia el sur. Al ser más densas que los materiales delos niveles corticales sobre los que se indentan, ge-neran una anomalía positiva que compensa final-mente la anomalía negativa de la raíz.

La corteza inferior

La naturaleza de la corteza inferior en la transiciónentre la plataforma y la llanura abisal es un tema deespecial interés, planteándose dudas sobre su afini-


-160

-120

-80

-40

0

40

80

120

160

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 380 400 km60

40

20

0

modelo 4,62

modelo 4,62sin raíz

Pro

fund

idad

(km

)G

rave

dad

(mga

l)

-80

-40

0

40

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 380 400 km60

40

20

0

2,85

2,75

Pro

fund

idad

(km

)G

rave

dad

(mga

l)

a

b

Figura 103. a) Modelo 4,62 simplificado, sin raíz ni duplicación cortical. Los perfiles gravimétricos calculados corresponden a los del modelo4,62 (rayas) y del modelo simplificado (línea continua). El valor de la gravedad aumenta entre 40 y 60 mgal en la zona donde se elimina la raíz.Las densidades son iguales a las de la Figura 100. Exageración vertical 1,5.b) Contribución de la raíz cortical del modelo 4,62 al valor de la gra-vedad. El mínimo tiene un valor central de -100 mgal. Exageración vertical 1,5.



-240

-200

-160

-120

-80

-40

0

40

80

120

160

200

240

Gra

veda

d (m

gal)

BC

D

a

60

40

20

0

Pro

fund

idad

(km

)

2,8

3,3

2,75

2,85

c

60

40

20

0

Pro

fund

idad

(km

)

2,8

d

60

40

20

0

Pro

fund

idad

(km

)

2,8

3,3

b

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 380 400 km

Figura 104. a) Perfiles gravimétricos calculados de los modelos siguientes. b) Modelo que refleja la somerización del manto del modelo 4,62 unavez eliminadas la raíz cortical, las cuencas sedimentarias y el mar. El perfil gravimétrico B calculado para este modelo muestra el efecto sobre lagravedad de la somerización del manto en el modelo 4,62. c) Modelo igual al anterior con la raíz cortical del modelo 4,62. El perfil C muestraque la contribución de la raíz a la gravedad (Fig. 103b), es enmascarada por el efecto gravitatorio de la somerización del manto. d) La contribu-ción a la gravedad de la raíz en el perfil D es prácticamente irreconocible al añadir el efecto de las cuencas sedimentarias y del mar. Exageraciónvertical 1,5.


dad en este sector del margen. El carácter oceánicode la corteza del centro del Golfo de Vizcaya ha si-do demostrado, aunque no está claro si al este delCabo Peñas la corteza es igualmente oceánica. Lasanomalías magnéticas de los fondos oceánicos delgolfo se cierran hacia el vértice este del Golfo deVizcaya y su convergencia se produce inmedia-tamente al este del cabo mencionado. El mapa deSibuet et al. (1980) representa el límite entre lacorteza oceánica y la corteza continental de transi-ción en el sector estudiado (Fig. 35) donde se pro-duce un punto triple entre la corteza continentalibérica, al sur, y el límite entre las cortezas oceáni-ca y de transición del margen conjugado.

Los dos modelos gravimétricos presentadosmuestran un incremento progresivo de la densi-dad de la corteza inferior hacia el N, desde unacorteza continental con densidad de 2,85 g cm-3, auna corteza más densa bajo la llanura abisal (2,92y 2,95 g cm-3 en los modelos 4,62 y 5,16, respecti-vamente) con una corteza de transición entre am-bas con densidad intermedia (2,9 y 2,92 g cm-3).Las densidades de las cortezas bajo la llanura po-drían representar tanto una corteza oceánica comouna corteza continental de transición intensamen-te estirada e intruida por material mantélico debi-do a la apertura del golfo. Nos inclinamos por lahipótesis de que en este sector, la corteza al piedel talud es de transición, lo que implica que es lacorteza de transición del margen ibérico la que seha deslizado hacia el sur bajo el talud continental.En sectores occidentales del margen esto seconstata por la asimétrica disposición de las ano-malías magnéticas del golfo, más cercanas al mar-gen noribérico que al armoricano. Las densidadesde la corteza inferior son mayores en el modelo5,16, por lo que en esa dirección sus propiedadesse asemejan paulatinamente a las de una cortezaoceánica, propiamente dicha.

Los modelos

A modo de conclusión, los modelos gravimétricosde las dos transectas estudiadas integran y soncompatibles con el resto de datos geológicos y geo-físicos presentados en esta memoria y en otros tra-bajos: perfiles de sísmica de reflexión convencio-nal en la Cuenca del Duero y margen noribérico,perfiles de sísmica de reflexión profunda ESCIN-2

y ESCIN-4, perfiles de refracción/gran ángulo(perfil 5 y ESCIN-4). Las profundidades obtenidaspor este método son consistentes con las obtenidasde otros experimentos y las ligeras variaciones ob-servables entran dentro del margen de error razona-ble teniendo en cuenta la variedad de datos emple-ados y el diferente grado de precisión que se puedealcanzar con cada uno de los métodos.

De la modelización gravimétrica se deduce que lacorteza bajo la Cuenca del Duero tiene una profun-didad entre 30 y 34 km. Este espesor es muy co-mún en el resto de cortezas variscas europeas inde-formadas o ligeramente estiradas durante el Meso-zoico, como es el caso de la corteza estudiada. Co-mo se ha discutido, queda probada la existencia deuna duplicación de cortezas y la formación de unaraíz cortical que alcanza prácticamente 50 km deprofundidad bajo la Cordillera Cantábrica. Respec-to a la extensión lateral de la raíz, en los modelosde refracción la Moho recupera su profundidad


NS

2,65

2,75

2,852,852,85

3,33,33,3

3,33,33,3

2,92,92,92,31,03

2,32,252,85

3,33,33,3

3,33,33,3

2,852,852,85

2,35 2,4 2,55

2,7

2,952,952,95

2,972,972,972,3

1,03

2,852,2

0

20

40

0 km 40 80 120 160 200 240 280 320

0

20

40

160

80

0

-160

-80

160

80

0

-160

-80

Pro

fund

idad

(km

)A

nom

alía

(m

gal)

Pro

fund

idad

(km

)A

nom

alía

(m

gal)

Observada Calculada

Observada Calculada

IAM-12IAM-12IAM-12


Figura 105. Modelos gravimétricos IAM-12 y ESCIN-4 en el margennoribérico (situación en la Figura 115, perfiles 19 y 20 respectivamen-te). Se observa la disminución de la raíz hacia el oeste hasta su totaldesaparición en el modelo más occidental. Según Fernández-Viejo etal. (1998).


normal al oeste del meridiano 5,72°O y los mode-los gravimétricos más occidentales reflejan estaevolución. El tamaño de la raíz es menor en el mo-delo gravimétrico ESCIN-4 (Fernández-Viejo etal., 1998), que en los modelos presentados en estamemoria, y no existe raíz en el modelo gravimétri-co IAM-12 en el extremo occidental del margennoribérico (Fig. 105).

Se ha confirmado el estiramiento al que fue some-tida la corteza varisca durante el Mesozoico conel consiguiente adelgazamiento de la corteza ha-cia el norte, en el proceso que culminó con la ge-neración de corteza oceánica en el centro del Gol-fo de Vizcaya. Por último también se muestra elengrosamiento tectónico de la corteza en el taludy Banco Le Danois donde incluso aflora basa-mento premesozoico.

Como se ha discutido, hay dudas sobre la naturale-za de la corteza bajo el talud y la llanura abisal,aunque parece tratarse de una corteza de transiciónestirada y fuertemente intruida por material de ori-gen mantélico que aumenta su densidad. El gra-diente positivo desde el talud hacia el centro delGolfo se debe al progresivo adelgazamiento haciael norte, tanto de la capa de sedimentos como de lacorteza, con la consiguiente somerización del man-to. El valor de la anomalía tiende a 0 indicando latransición al equilibrio isostático.

El efecto más significativo del adelgazamiento cor-tical sobre la gravedad es la presencia del par má-ximo-mínimo a lo largo del margen, especialmenteen el Banco Le Danois donde el máximo alcanzasu mayor amplitud. Los pares máximo-mínimo soncaracterísticos de los bordes de placa y suelen sermás pronunciados en los márgenes convergentes(Watts y Talwani, 1974; Grow y Bowin, 1975;Spence y Long, 1995). Las causas invocadas paraexplicar estos pares son:

– El efecto de borde producido por el rápidoadelgazamiento cortical y el paso de aguas so-meras a profundas.

– Los sedimentos del borde del talud y la zonatectonizada ligados a la subducción, que porsu baja densidad acentúan el mínimo.

– La somerización del manto asociada al adel-gazamiento cortical que contribuye a acentuarel máximo.

– Por último, la frecuente presencia de rocas dealta densidad en niveles poco profundos den-tro de la corteza continental cercana al talud.

El par máximo-mínimo de esta zona se ha compro-bado que es atribuible en mayor o menor medida atodas estas causas. Por un lado, el mínimo se sitúaen el borde del talud a profundidades superiores a-4000 m y en una zona donde existe una gran po-tencia de sedimentos (aproximadamente 5000 m)asociados al borde. Por otro, los modelos ponen enclara evidencia la somerización del manto. Respec-to a la cuarta causa, la presencia de rocas de origenprofundo en el Banco Le Danois mencionadas enapartados previos, apunta a que es posible la pre-sencia de rocas de este estilo en niveles poco pro-fundos de la corteza exhumadas durante la exten-sión mesozoica.

Limitaciones del método y los modelos

En este apartado se discutirán algunas de las limi-taciones del modelo y del método de modelizacióngravimétrica que dan lugar a ciertas indefinicionesy desajustes en el modelo final.

En cuanto a desajustes entre las gravedades calcu-lada y observada en ambos modelos, cabe destacarúnicamente el pobre ajuste de la curva en el primermáximo de la anomalía de aire libre en la línea decosta. La causa puede ser que en esta zona se jun-tan datos de la anomalía de Bouguer y de la ano-malía de aire libre de distinta procedencia. Por otraparte, no se ha prestado especial atención a estemáximo por cuanto su corta longitud de onda y surelativa amplitud apuntan a que su fuente tiene unorigen muy somero y por lo tanto independiente dela estructura cortical que se pretende modelizar.

Las limitaciones del método se refieren por unaparte a la imposibilidad de resolver inequívoca-mente la estructura profunda y por otra la posibi-lidad de modelizar una anomalía con diferentesmodelos alternativos. Ambas limitaciones influ-yen en el modo de resolver las transiciones entrelas cortezas inferiores, donde el límite entre cual-quiera de ellas puede desplazarse varios km haciael norte o sur, sin que la curva de la gravedad cal-culada varíe substancialmente. Las limitacionestampoco permiten resolver inequívocamente laforma de la terminación de la raíz cortical, que



admite muchos grados de libertad, debido a la au-sencia de experimentos de sísmica de reflexiónpara constreñir su forma. Finalmente, la modeli-zación gravimétrica admite dos posibles solucio-nes para el sector central del modelo 4,62, aunquelos datos geológicos dan mayor validez a la inter-pretación del cuerpo denso entre las cortezas su-perior y media presentada en el modelo 4,62, quea la existencia de variaciones de la densidad ensuperficie del modelo alternativo (Fig. 101).

7. LA ESTRUCTURA DE LA CORTEZA

La transecta cortical que se presenta en este aparta-do, de aproximadamente 420 km de longitud, sin-tetiza los estudios presentados en los apartados an-teriores y resume los resultados principales de estetrabajo. En su trazado N-S, cercano al meridiano5°O, desde la llanura abisal del Golfo de Vizcayahasta la Cuenca del Duero (Fig. 106), atraviesa elmargen noribérico, el extremo occidental de laCuenca Vasco-Cantábrica y toda la Cordillera Can-tábrica (regiones del Ponga, Picos de Europa, Pi-suerga-Carrión y Pliegues y Mantos). Para la ela-

boración de la transecta (Figs. 107a y 108a) se hanintegrado todos los datos geofísicos con la infor-mación geológica disponible y numerosos sondeossituados en la plataforma continental y la Cuencadel Duero.

La transecta está dividida en dos sectores: el sec-tor norte comienza en la llanura abisal del centrodel Golfo de Vizcaya y alcanza hasta la falla al Nde Ribadesella, donde el corte se desplaza al estey se prolonga hasta el centro de la Cuenca delDuero (Fig. 106). El trazado de la transecta coin-cide en su mitad septentrional con los perfiles ES-CIN-4 de sísmica de reflexión vertical y de granángulo, y en la meridional con el perfil ESCIN-2de sísmica de reflexión vertical y el perfil 5 desísmica de refracción, datos que en conjunto hanpermitido la elaboración de la misma. Como com-plemento a la construcción de la transecta, se rea-lizó una restauración parcial, para obtener una re-construcción de la estructura del margen conti-nental pasivo a principios del Terciario (Fig.107b), así como una representación esquemáticade la evolución cinemática del margen durante laconvergencia terciaria (Fig. 109).


2000

3000

4000

4000

3000

200

1000

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲ ▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲ ▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲▲

▲▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲

▲▲

.▲

▲

▲▲

▲

▲

Región del Pisuerga - Carrión

Man

tode

Som

iedo

Cuenca

Carbonífera

Central

Región de los Picos de Europa

Man

tode

laS

obia

Manto del Ponga

Man

tode

lAra

mo

Manto de Correcilla

Manto de Bodón

M. Esla

Antiforme del Narcea

CUENCACUENCACUENCA DEL DEL DEL

DUERODUERODUERO

Banco Le DanoisBanco Le DanoisBanco Le Danois

León

OviedoOviedoOviedo

Santander

6° 5°

44°

4

43°

50 km

Gijón

RibadesellaRibadesellaRibadesella

Zona

Asturoccidental-

Leonesa

Paleozoico

Mesozoico

Cabalgamientovarisco

▲▲

Cabalgamientoalpino

Cabalgamientoalpino enterrado

Terciario

CUENCACUENCACUENCA

VASCO-VASCO-VASCO-

CANTABRICACANTABRICACANTABRICA

N

Precámbrico

Transecta N-S(fig. 7.2)

ESCIN-3.3ESCIN-3.3ESCIN-3.3




Perfiles de sísmicade reflexión ESCIN

Figura 106. Esquema geológico del área estudiada y localización de la transecta cortical N-S. Modificada de Alonso y Pulgar (1995).


En primer lugar se presenta una síntesis de la es-tructura cortical entre la Cuenca del Duero y elmargen noribérico y en apartados posteriores, seanalizan diferentes aspectos sobre las estructurasque caracterizan la corteza de este sector. Un apar-tado se dedica a la comparación de la estructuracortical en las direcciones N-S y E-O, donde las es-tructuras dominantes son alpinas y variscas respec-tivamente. La estructura de la Cordillera Cantábricaen dirección N-S es similar a la de otros orógenosde colisión, por lo que se incluye una discusión so-bre las coincidencias y diferencias con cordillerascomparables como: los Pirineos, con los que estágenéticamente relacionada, y los Alpes. También sepresenta un mapa de la profundidad de la base de lacorteza (Moho) en el NO de la Península Ibérica ysus márgenes continentales en el que se han integra-do datos de todos los experimentos geofísicos dis-ponibles. El apartado concluye con una discusiónsobre la subducción de corteza bajo la CordilleraCantábrica, sobre la zona tectonizada que se desa-rrolló durante el Terciario al pie del talud continen-tal, que fue definida por varios autores como unafosa marginal relicta asociada a una subducción (Si-buet y Le Pichon, 1971 y Le Pichon et al., 1971) yposteriormente como un prisma de acreción (De-régnaucourt y Boillot, 1982; Boillot y Malod, 1988y Álvarez Marrón et al., 1997c) y sobre aspectos re-lacionados con la reología de la corteza.

7.1. Síntesis de la estructura de la corteza entrela Cuenca del Duero y el margen Noribérico: latransecta N-S

En la Figura 108 se presenta la transecta corticalcompleta junto con los datos geofísicos empleadosen su construcción y en la Figura 107 se muestrauna ampliación de su zona central y su reconstruc-ción antes de la compresión terciaria. La estructurageológica más superficial se ha sintetizado de va-rias fuentes. La geología de la Cordillera Cantábri-ca y el borde septentrional de la Cuenca del Duerose ha modificado ligeramente de los cortes geoló-gicos de Alonso et al. (1996) y Pulgar et al. (1999)(Fig. 77a). La estructura de la Cuenca del Duero seha interpretado de los perfiles de sísmica de refle-xión convencional y sondeos descritos en el Apar-tado 5, mientras que la zona marina se ha interpre-

tado a partir de los perfiles de sísmica de reflexiónconvencional, el perfil de sísmica de reflexión ES-CIN-4 y los numerosos sondeos de la zona (Apar-tado 3). La estructura más profunda se ha ajustadomediante los datos geofísicos sintetizados en la Fi-gura 108, que incluyen: los perfiles de sísmica dereflexión profunda ESCIN-2 y ESCIN-4, al que sele ha superpuesto el resultado del análisis multica-nal de las reflexiones de gran ángulo procedentesde la base de la corteza obtenidas por Gallart et al.(1997) (Figs. 54 y 108b), el modelo de velocidadesy las zonas con cobertura del perfil 5 de sísmica derefracción y ESCIN-4 de sísmica de reflexión degran ángulo (Pulgar et al., 1996; Fernández-Viejo,1997 y Gallart et al., 1997) (Fig. 108d) y los mode-los obtenidos para comprobar la compatibilidad dela estructura con los datos gravimétricos (Fig.108c). Estos datos, que corresponden a experimen-tos realizados en momentos y con métodos diferen-tes, son concordantes entre sí y han permitidoconstreñir de un modo bastante preciso la posiciónde la Moho en los dominios continental y oceáni-co, así como elementos significativos de la estruc-tura cortical que han permitido obtener una inter-pretación completa de la corteza.

La estructura general de la transecta es el resultadode la superposición de la deformación alpina, pro-ducida por el cierre parcial del Golfo de Vizcaya,sobre la estructura de la corteza consolidada des-pués de la Orogénesis Varisca. La corteza tieneunos 30-32 km de espesor en su extremo sur y estáestructurada sísmicamente en tres niveles, cortezasuperior (hasta 13 km), media (hasta 24 km) e infe-rior; espesores y características similares a las de lacorteza varisca en el resto de Europa (Mooney yMeissner, 1992). La arquitectura cortical cambiaradicalmente al N del frente meridional de la Cor-dillera Cantábrica, donde se ponen en evidencia losefectos de la deformación alpina hasta niveles muyprofundos. La reorganización de la corteza dio lu-gar a la formación de una importante raíz corticalbajo la cordillera, cuya geometría está constreñidapor una parte por los perfiles de sísmica de refle-xión ESCIN-2 y ESCIN-4 (Fig. 108b), y por otrapor los experimentos de sísmica de refracción/granángulo (Fig. 108d), en el sector sin cobertura entrelos anteriores (Pulgar et al., 1996; Fernández-Vie-jo, 1997 y Gallart et al., 1997). La raíz cortical se



Línea decosta

CUENCA DEL DUERO PLATAFORMA

S

10

20

30

40

0

50

Prof.(km)

10

20

30

40

0

Prof.(km)

CORDILLERA CANTÁBRICA

plataformacontinental

plataformamarginal

Banco LeDanois

Plataforma carbonatada Talud continental

60

TALUD LLANURA ABISAL

70

ACTUAL

ElCampillo MC-C2

ESCIN-2 ESCIN-4

???

???

???

Figura 107.a) Transecta cortical N-S de la Cordillera Cantábrica y del margen continental noribérico.b) Restauración parcial del margen a su morfología antes de la compresión terciaria.


N

nco Leanois

Talud continental Llanura abisal

TALUD LLANURA ABISAL

~96 kmACTUAL

EOCENO INFERIOR (55 M.a.)

Triásico - Cretácico inf.(pre y sinrift)

Corteza

Manto

Eoceno sup. - Mioceno inf.(sintectónico)

Mioceno sup.- actual(postectónico)

Zona tectonizada

Cretácico superior(postrift)

Aptiense-Albiense

Olig.-Mioc. inf. (Tc2)Eoceno sup. (Tc1)

ESCIN-4

Mioc. sup-Cuat. (TQ)

es de la compresión terciaria.


10

20

30

40

0

50Prof.(km)

2.22.22.2 4.0 5.55.95.95.9 5.6 5.7

6.06.06.0

6.0

6.0

5.9

6.06.16.16.1

6.26.26.2

6.2

6.86.86.8

6.96.96.9

6.6 6.5

6.6

6.7

8.28.28.2

8.08.0

5

5.8 3.0

5.9

6.1

6.2

6.35

6.3

6.4

6.6

6.7

6.85

6.85

6.95

6.9

8.18.18.1

7.8

7.7

5.65.65.6

MODELO VELOSÍSMICA REFRACCIÓN

2.92.92.9

Prof.(km)

???

Línea decostaS

10

20

30

40

0

50

280 300220 240 2600 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

G

Triásico - Cretácico inf.(pre y sinrift)

Corteza

Manto

Eoceno sup. - Mioceno inf.(sintectónico)

Mioceno sup.- actual(postectónico) Zona tectonizada

Cretácico superior(postrift)

Aptiense-Albiense

Olig.-Mioc. inf. (Tc2)Eoceno sup. (Tc1)

Mioc. sup-Cuat. (TQ)

T.D.(s)

SR

0,0

4,0

8,0

12,0

16,0

ESCIN-2

ESCIN-4

Modelo 5,16Modelo 4,62

-160

-120

-80

-40

0

80

120

160

40

=Calculada=Observada

2,92

2,63 2,6

2,75

2

2,452,52,1

2,25

60

40

20

0

2,67

2,75

2,85

2,47

2,62

2,85

2,55

2,62,252,39

2,35

3,33,33,3

2,52,39

Prof.(km)

Grav(mGal)


2,7

GR

Figura 108. a) Transecta N-S completa de la Cordillera Cantábrica y del margen continental noribérico. b) Perfiles de sísmica de reflexión vertical ESCIN-2 y ESCIN-4 con el filtrado de coherencia. Al perlas reflexiones de gran ángulo procedentes de la base de la corteza obtenidas por Gallart et al. (1997). c) Modelo gravimétrico de la corteza compuesto con los modelos descritos en el Apartado 6. d) Modelfracción y reflexión de gran ángulo (Pulgar et al., 1996 y Fernández-Viejo, 1997). Situaciones en las Figuras 106 y 116.


5.5

5.9

6.0

6.5

6.7

1.53.0

444 3.53.53.5

6.1

6.3

5.7

6.6

6.85

6.85

7.2

6.95

7.97.97.9

7.8

7.7

5.65.65.6

MODELO VELOCIDADESSÍSMICA REFRACCIÓN/GRAN ÁNGULO

???

Línea decosta N

280 300 320 340 360 380 400220 240 260200

CORTEGEOLÓGICO a)

b)

d)

0,0

SÍSMICA DEREFLEXIÓN

CIN-2

ESCIN-4

4,0

8,0

12,0T.D.(s)


2,92

2,63 2,6

2,75

1,03

2,952,952,95

1,9

2,35

2,45 2,0

2,2

2,52,12,25

2,85

3,33,33,3

2,55

2,5


2,7

MODELOGRAVIMETRÍA c)

e reflexión vertical ESCIN-2 y ESCIN-4 con el filtrado de coherencia. Al perfil ESCIN-4 se le ha superpuesto el resultado del análisis multicanal dee la corteza compuesto con los modelos descritos en el Apartado 6. d) Modelo de velocidades de la corteza obtenido de los perfiles de sísmica de re-


forma por la subducción hacia el N de la cortezaIbérica, que alcanza una profundidad máxima cer-cana a 55 km cerca de la línea de costa, duplicandola corteza bajo una Moho más somera (Moho delmargen a 30 km de profundidad) que se manifiestaen los perfiles de refracción/gran ángulo, así comoen la zona cubierta por el análisis multicanal de lasreflexiones de gran ángulo en la corteza inferiorsuperpuesto a ESCIN-4 (Fig. 108b). La forma finalde la raíz cortical ha sido construida en base a lamodelización de los datos gravimétricos.

La estructura de la corteza superior tiene forma decuña orogénica con doble vergencia y las estructu-ras del orógeno adoptan una disposición en abani-co con vergencias opuestas en los extremos: cabal-gamientos vergentes al S que afectan a toda la cor-teza superior en el frente de la Cordillera Cantábri-ca, un imbricado de láminas de corteza vergentes alN en la zona del talud continental y estructurassubverticales en la zona intermedia. En ambos ex-tremos del prisma orogénico se desarrollan doscuencas de antepaís terciarias, al S la Cuenca delDuero y al N las cuencas de la plataforma cantábri-ca y del Golfo de Vizcaya (Fig. 107a).

La Cordillera Cantábrica representa un bloque delbasamento deformado y levantado por una serie decabalgamiento de escala cortical vergentes al S. Elcabalgamiento principal situado en el frente sur dela Cordillera Cantábrica fue deducido por Alonso etal. (1996) y Pulgar et al. (1999) a partir de los datosgeológicos. El cabalgamiento se inclina al N entre15° y 18° y tiene un desplazamiento de alrededorde 22 km al S. Estos autores interpretaron la estruc-tura del borde N de la Cuenca del Duero como ungran anticlinal de propagación de falla asociado alcabalgamiento. El perfil ESCIN-2 (Fig. 108b) con-firmó la presencia del cabalgamiento frontal alpinoenraizado a 14-15 km en la corteza media, con unainclinación de 36° al N (Figs. 107a y 108a), mayorque la deducida en base a los datos geológicos (Fig.77a). El desmantelamiento de los nuevos relievesgenerados por el levantamiento de la Cordillera,aportó los sedimentos continentales que rellenan laCuenca del Duero. La deformación se extendió has-ta unos 20 km al S del frente, donde hay evidenciasde cabalgamientos ciegos afectando al basamento(p.e. el cabalgamiento del Campillo), paralelos alcabalgamiento frontal, que se emplazan tras el blo-

queo de la deformación en el frente. Una parte delacortamiento de la Cordillera Cantábrica se resuel-ve por deformación interna del basamento, median-te la formación de estructuras como fallas y plie-gues nuevos, pero la mayor parte lo hace por el re-juego de estructuras anteriores: rejuego de cabalga-mientos y reapretamiento de pliegues variscos e in-versión tectónica de las fallas extensionales (Pulgaret al., 1999). En el sector de la plataforma cantábri-ca también se desarrollaron estructuras de compre-sión similares: cabalgamientos enraizados dentro dela secuencia mesozoica, pliegues de diversas esca-las e inversión tectónica de fallas distensivas meso-zoicas. Las estructuras terciarias de la plataformatienen una orientación dominante N110°E aN120°E, que es la dirección de las estructuras dis-tensivas mesozoicas previas que controlan el desa-rrollo de las estructuras posteriores.

En el extremo N de la cuña orogénica, la estructu-ra fundamental es un imbricado de láminas de lacorteza del margen, desarrollado en el talud, quese prolonga al N afectando a los sedimentos depo-sitados sobre la llanura abisal del Golfo de Vizca-ya, que hemos denominado zona tectonizada. Estaserie de cabalgamientos acomoda gran parte delacortamiento de la corteza superior y produce elaumento de la pendiente del talud (17°) y el le-vantamiento de todo el margen, pasando las zonasque formaban el paleotalud continental del mar-gen pasivo del final del Cretácico, a constituirparte de la plataforma continental actual. La es-tructura del talud no tiene buena imagen sísmicaen el perfil ESCIN-4 (Fig. 108b), por lo que se hadeducido fundamentalmente en base a los datosaportados mediante las inmersiones del batiscafoCyana, en las que se reconocieron cabalgamientosque superponen basamento sobre rocas mesozoi-cas (Capdevila et al., 1980; Malod y Boillot,1980; Malod et al., 1982). La interpretación delos depósitos sintectónicos al pie del talud en elperfil ESCIN-4 (Fig. 56) ha permitido determinarque la deformación progresó hacia el frente, aligual que ocurría en el borde S de la cordillera,con un emplazamiento hacia delante (forward) delos cabalgamientos. Los cabalgamientos de la zo-na tectonizada convergen en una superficie situa-da sobre el techo de la corteza inferior que es lasuperficie de despegue intracortical sobre la que



tiene lugar toda la deformación del margen (Fig.107a). La corteza inferior, que está recubierta porsedimentos indeformados en su extremo N, sepuede seguir sísmicamente con mucha continui-dad en los experimentos de sísmica de reflexión(Fig. 108b) y de refracción/gran ángulo, bajo lazona tectonizada y el margen continental hasta lavertical de la línea de costa, (Fig. 108d).

El modelo de deformación presentado en la tran-secta es el de una corteza superior más deformada,sobre una corteza inferior menos deformada, sepa-radas por una superficie intracortical de despeguegeneral (Fig. 107a). La corteza inferior de la parteseptentrional de la transecta (corteza del margencantábrico) está deslizada hacia el S bajo el talud, alo largo del despegue intracortical, e indentada enla corteza de la parte meridional (corteza ibérica),dividiendo a la última en dos partes: una parte su-perior deformada y levantada formado la Cordille-ra Cantábrica, y una parte inferior doblada haciaabajo, produciendo su subducción hacia el N en elmanto superior y generando la raíz y duplicacióncortical observada en los experimentos de sísmica(Figs. 108b y 108d) (ver Apartado 7.4 para amplia-ción sobre la subducción). La cuña de corteza delmargen está indentada en el límite corteza supe-rior-media de la corteza ibérica a 14-15 km de pro-fundidad, aprovechando la debilidad cortical en latransición frágil-dúctil (Mooney y Meissner, 1992).La corteza inferior del margen que se indenta en lacorteza ibérica, tiene su imagen sísmica en los re-flectores subhorizontales en forma de cuña inter-pretados en el extremo N del perfil ESCIN-2 (Figs.67 y 108b), que tienen las características sísmicasde los reflectores de la corteza inferior y contrastancon los reflectores inmediatamente por debajo, in-clinados al N, que corresponden a la corteza me-dia-inferior ibérica. Este sector de la raíz corticaldonde se duplican y superponen cortezas de distin-tas profundidades queda registrado por la zona develocidades anómalas en los perfiles de refrac-ción/gran ángulo y también ha sido modelizadagravimétricamente (Figs. 108c y d).

La superficie de despegue intracortical se interpre-ta como una antigua superficie de despegue exten-sional y de adelgazamiento cortical que actuó so-bre la corteza durante la formación del margencontinental pasivo mesozoico, rejugada durante el

acortamiento alpino. El estiramiento queda refleja-do en la corteza superior por el desarrollo de cuen-cas extensionales mesozoicas, en todo el margenmesozoico al N del actual frente meridional de laCordillera Cantábrica, representadas en la recons-trucción del margen de la Figura 107b. Las cuencasson asimétricas, observándose un adelgazamientogeneralizado hacia el N, especialmente en las cuen-cas situadas al N de la línea de costa actual. En lareconstrucción del margen se ha interpretado que elestiramiento cortical, manifestado por las fallas ex-tensionales en la corteza superior, ha tenido lugarpor mecanismos de cizalla dúctil a nivel de la cor-teza media e inferior y estas zonas de cizalla exten-sional definen las zonas de debilidad cortical reju-gadas durante la convergencia alpina.

En lo que respecta al manto superior, inmedia-tamente por debajo de la Moho, las velocidadessísmicas obtenidas en los perfi les derefracción/gran ángulo (Fig. 108d) oscilan entre8,2 kms-1 en el extremo sur de la transecta y 7,7-7,9 bajo la Moho de la corteza del margen y delsector septentrional de la raíz cortical (Pulgar etal., 1996; Fernández-Viejo, 1997 y Gallart et al.,1997). Las últimas velocidades son ligeramenteanómalas, especialmente en las inmediaciones dela raíz cortical, posiblemente debido a la deforma-ción concentrada en este sector. La geometría y ci-nemática del modelo propuesto implica la existen-cia de un despegue al nivel de la Moho en el sec-tor septentrional, mientras que en el meridional laparte superior del manto es doblado hacia abajosolidariamente con la corteza inferior ibérica.

El acortamiento total deducido tras la restauraciónparcial de la transecta es de aproximadamente 96km (Fig. 107b). El método empleado fue la restau-ración por longitudes de las líneas correspondientesa la base del Cretácico superior, el límite cortezamedia-inferior y la Moho. La distribución del acor-tamiento no es uniforme a lo largo de la transecta,sino que se concentra en los bordes de la cuña oro-génica. En el extremo meridional Alonso et al.(1996) dedujeron que el cabalgamiento alpino delfrente de la cordillera tiene un desplazamiento haciael S de alrededor de 22 km, aunque el desplaza-miento máximo en superficie, observado en los per-files de sísmica de reflexión convencional (Aparta-do 5) es de 8,5 km. A este acortamiento habría que



añadir el asociado a la deformación interna del ba-samento elevado, manifestado en el rejuego de es-tructuras variscas y las estructuras alpinas de nuevaformación (Pulgar et al. 1999). El resto del acorta-miento, entre 74 y 87 km, quedaría concentrado enel imbricado de láminas vergentes al N de la zonatectonizada del actual talud cantábrico. En este sec-tor es donde la restauración tiene sus mayores limi-taciones, ya que el acortamiento deducido es un va-lor mínimo, obtenido para el modelo geológico pro-puesto del talud restaurado. La deficiente respuestasísmica bajo el talud no permite constreñir sufi-cientemente la interpretación del imbricado, dejan-do mayor margen a la interpretación geológica. Co-mo en este sector el modelo es más especulativo, elacortamiento deducido podría variar ligeramente enfunción de la interpretación de la geometría y eldesplazamiento de los cabalgamientos.

Los datos sísmicos no permiten precisar la exten-sión exacta del segmento de corteza ibérica quesubduce bajo el margen. Como resultado de la res-tauración del corte se ha estimado que hay un défi-cit de corteza inferior en torno a 50 km, que se hainterpretado como una lámina que se pudo separary hundir en el manto (Fig. 107a). Esta interpreta-ción está de acuerdo con resultados preliminares demodelos magnetotelúricos de la Cordillera Cantá-brica, en los que se interpretan raíces corticaleshundidas en el manto por debajo de 50 km de pro-fundidad (Pous et al., 1998).

Evolución cinemática y edad de la deformación

En la Figura 109 se presenta una representación es-quemática de la evolución cinemática de todo elsector estudiado durante el episodio compresivo al-pino. La edad de la deformación ha sido definida apartir de los datos regionales sintetizados en la Fi-gura 110, que en parte han sido discutidos en apar-tados anteriores. El inicio del proceso de acorta-miento debió comenzar durante el Eoceno inferior-medio, por rejuegos de las estructuras extensionalesmesozoicas que suponían zonas de debilidad corti-cal (Fig. 109a). El deslizamiento hacia el S de lacorteza del margen cantábrico bajo la corteza ibéri-ca condujo al desarrollo del imbricado de láminasen el paleotalud de finales del Cretácico (Fig.107b), que daría lugar al talud actual, y la deforma-ción de los sedimentos en la zona tectonizada, a la

vez que se produce indentación de la corteza infe-rior del margen en la corteza ibérica y el inicio de lasubducción hacia el N de la última (Fig. 109b). Eneste momento es cuando se produce el levantamien-to y emersión en el sector de la actual zona costeraasturiana, generando relieves que aportan sedimen-tos que rellenan la Cuenca de Oviedo-Cangas deOnís. De esta edad son las primeras estructurascompresivas, que se forman en la Cuenca de Ovie-do-Cangas de Onís y en la plataforma continentalasturiana más cercana a la línea de costa actual (alN del surco de Peñas). Las discordancias y estructu-ras del borde de la Cuenca del Duero muestran quela mayor parte del acortamiento y levantamiento dela Cordillera tuvo lugar durante el Oligoceno-Mio-ceno inferior, periodo en el también que se desarro-llan estructuras de compresión a lo largo de toda laplataforma continental cantábrica a la vez que laplataforma se acorta y eleva (Fig. 109c). Tras elMioceno no hay evidencias de deformación en laCuenca del Duero y la deformación en el margencontinental es mínima, al menos en la sección estu-diada, aunque hay algo de subsidencia en la plata-forma marginal asturiana (Fig. 109d).

La deformación alpina del sector estudiado se pue-de explicar dentro de un esquema general en elque la deformación del N de la Placa Ibérica pro-gresa a grandes rasgos de este a oeste, desde Piri-neos a Galicia (Fig. 110). En los Pirineos la defor-mación alpina comenzó antes que en la CordilleraCantábrica (ver discusión en el Apartado 7.3). Elcarácter compresivo se mantiene entre el Cretáci-co superior y el Oligoceno superior en la ZonaSurpirenaica y hasta el Eoceno superior en la ZonaNorpirenaica (Vergés et al., 1995). El pico de laintensidad de la deformación se produce a partirdel Eoceno, cuando los cabalgamientos pasan deemplazarse en condiciones subacuáticas a subaére-as, coincidiendo con el inicio de la deformación enel margen cantábrico. En el vértice del Golfo deVizcaya (Fig. 111) la deformación se extendió des-de el Cretácico superior hasta el Eoceno medio(Bois y Gariel, 1994).

La deformación alpina en las cuencas terciarias ga-llegas del extremo occidental de la Cordillera Can-tábrica se acomoda mediante distintas estructuras(Ferrús, 1998): cabalgamientos de orientación E-O,sistemas de fallas direccionales NE-SO y sistemas




a b c d

10 20 30 40

0

5010 20 30 40

0

Pro

f.(k

m)S

N

AC

TU

AL

EO

CE

NO

INF

ER

IOR

(55

M.a

.)

EO

CE

NO

SU

PE

RIO

R (

40 M

.a.)

OLI

GO

CE

NO

(30

M.a

.)

???

???

10 20 30 40

0

50 6010 20 30 40

0

50 60

Cor

teza

sup

.- m

ed.

cant

ábric

a

Cor

teza

infe

rior

cant

ábric

a

Terc

iario

sin

- y

post

ectó

nico

Zon

a te

cton

izad

a

Cor

teza

ibé

rica

Figura 109.Modelo de evolución cinemática de la Cordillera Cantábrica y del margen continental noribérico durante la compresión alpina.



CUATERNARIOTE

RCIA

RIO

NEO

GEN

OPA

LEO

GEN

OPLIOCENO

MIOCENOMEDIO - SUP.

Maastrichtiense

EOCENOSUPERIOR

EOCENOINF. - MEDIO

CRET

ÁCIC

O

PALEOCENO

Campaniense

Santoniensea

Cenomaniense

MIOCENOINFERIOR

OLIGOC.

Burdig.

Aquitan.

Chattien.

Rupelien.

fin de las secuencias sinriften la plataforma nordibérica[Boillot y Malod, 1988]

inicio de la convergencia entreIberia-Europa y del cierreparcial del Golfo de Vizcaya[Olivet, 1996]

inicio de las secuenciasposrift en la plataformanoribérica

0 Ma

1,6 Ma

5,3 Ma

16,4 Ma

20,5 Ma

23,8 Ma

28,5 Ma

33,7 Ma

39,4 Ma

54,5 Ma

65 Ma

71,3 Ma

83,5 Ma

98,9 Ma

???

SUPE

RIO

R

INFERIOR

8

9

1

25 6

7

???

???

???

???

3

4

???

Expansión oceánicaen el Golfo de Vizcaya[Le Pichon et al. 1971]

subducción en elmargen nordibérico[Le Pichon et al., 1971;Boillot et al., 1979;Álvarez-Marrón et al., 1997a]

1

2

3

4

5

96

7

8

Figura 110. Evolución temporal de la deformación en los Pirineos y margen noribérico. Datos de: 1) Ferrús (1998). 2) Álvarez-Marrón et al.,(1997a). 3) Truyols y García-Ramos (1991). 4) Alonso et al. (1996). 5) Propios. 6) Espina (1997). 7) Bois y Gariel (1994). 8, 9) Vergés et al.(1995).


de fallas direccionales NO-SE. Los análisis políni-cos realizados en varias de las cuencas asociadas aestas estructuras indican edades entre Oligocenosuperior y Mioceno medio.

A modo de síntesis, en los Pirineos la deformacióncomienza en el centro de la cadena (Cretácico su-perior) y progresa hacia el norte y el sur, aunque enla rama sur la deformación comienza y concluyemás tarde que en la rama norte (Eoceno superior yOligoceno, respectivamente) (Puigdefabregás ySouquet, 1986; Déramond et al., 1993 y Vergés etal., 1995). En la Zona Cantábrica la deformacióntambién comienza en el Eoceno superior (sector dela Banda del Nansa-Cuenca de Oviedo) y migrahacia el norte y sur hasta el Mioceno. En Galicia laescasez de registro sedimentario y de datacionessólo permite determinar que la deformación se ini-ció en el Luteciense (Eoceno superior) en el mar-gen continental y concluyó en el Burdigaliense(Mioceno inferior) (Álvarez-Marrón et al., 1997a)mientras que en el interior de Galicia la deforma-ción se inició en el Chattiense (Oligoceno superior)y no se ha datado su fin (Ferrús, 1998). Estas eda-des indican que la deformación en tierra en el ex-tremo oriental de la cadena comienza en el mo-mento de máxima intensidad de la deformación dela Zona Cantábrica.

7.2. La estructura tridimensional de la cortezaen la Cordillera Cantábrica y el margen nori-bérico: comparación de las cortezas varisca yalpina

La estructura varisca

Dentro del proyecto ESCIN fueron diseñados unaserie de experimentos sísmicos para investigar laestructura varisca de la Cordillera Cantábrica. Los

perfiles de sísmica de reflexión ESCIN-1 yESCIN-3 (situación en Figs. 1, 106 y 115) y variosperfiles de sísmica de refracción/gran ángulo, seregistraron en dirección E-O, perpendicular a lasestructuras variscas del orógeno y por lo tantoapropiada para su estudio.

El perfil terrestre ESCIN-1 (Fig. 112a) (Pérez-Es-taún et al., 1994 y 1997), registrado en 1991, atra-viesa las zonas externas de la cordillera varisca deeste a oeste desde el Antiforme del Narcea, dondelos reflectores se agrupan en dos bandas subparale-las (B y C, Fig. 112a), inclinadas al O entre 5 y 9 s(12-25 km) que pierden inclinación hacia arriba yconvergen en una banda subhorizontal (A). Ambasbandas han sido interpretadas como rampas y zo-nas de cizalla dúctil que atraviesan la corteza supe-rior y transfieren la deformación desde las zonasinternas a las externas (Pérez-Estaún, 1994 y1997). Dos bandas de reflectores (D y E) se incli-nan y convergen hacia el este entre 9 y 11 s (25-32km), bajo las anteriores. Éstas han sido interpreta-das como la corteza inferior reflectiva y la Mohoen su base, pudiendo tratarse de una corteza infe-rior normal o duplicada. La estructura general seha interpretado como el resultado de la indentaciónhacia el oeste de la corteza del antepaís y la dela-minación de la corteza de las zonas internas. La re-flectividad decae en el sector central del perfil,donde las bandas superiores convergen en la bandasubhorizontal (A) que atraviesa el perfil de O a E,ascendiendo en esa dirección desde 6 a 4,5 s(15-11 km). Ésta ha sido interpretada como el des-pegue basal de la Zona Cantábrica que separa lasrocas paleozoicas plegadas y emplazadas hacia eleste, durante la Orogenia Varisca, del basamentoindeformado. En el extremo oriental la reflectivi-dad de la serie paleozoica deformada es alta y de-cae en el basamento por debajo de 5 s. Gallastegui


Cañón deCapbreton

Plataforma de las Landas(Cuenca de Parentis)

0

5

10

15

Tiem

po D

oble

(s)

S N

ECORS - GOLFO DE VIZCAYA50 km

PlataformaContinental Plataforma Armoricana

Figura 111. Interpretación geológica del perfil de sísmica de reflexión ECORS Golfo de Vizcaya sin migrar (localización en la Fig. 116). Modi-ficada de Bois y Gariel (1994).


0 20 60 80 100 km

0

10

20

30

40

40

50

prof(km)

N

CCCAAA

DDD

AAA

EEEDDD

BBB

EEE

AAA

FFF

2

4

6

8

10

12

14

16

18

T.D.(s)

O

ESCIN-1 (no migrado)ESCIN-1 (no migrado)ESCIN-1 (no migrado)

1900 18002000210022002300240025003200 260027002800290030003100CDP

Zona Asturoccidental-Leonesa Zona Cantábrica

Unidad deSomiedo

Unidad dela Sobia

Unidad de laCuenca Carbonífera Central

Unidaddel Aramo

Antiformedel Narcea

Despegue basal de la Zona Cantábrica

??

Cabalgamiento AlpinoCabalgamiento AlpinoCabalgamiento Alpino

MANTOMANTOMANTO

MANTOMANTOMANTO

CORTEZA INFERIORCORTEZA INFERIORCORTEZA INFERIOR

?

O E

b

5,1

4,45,4

5,55,9

6,7 8,0

6,3 6,35

Velocidad (km s-1)

a

c

Figura 112. a) Perfil de sísmica de reflexión sin migrar ESCIN-1 con filtrado de coherencia. Atraviesa las zonas externas de la Cordillera Cantábrica de este a oeste (ver Figura 106 para situación y texto para descripción de los reflectorbase de la corteza se encuentra a 15 s (F). Modificada de Gallastegui et al. (1997). b) Modelo de profundidades de ESCIN-1 (modificado de Gallastegui et al., 1997). Las velocidades son las empleadas para la modelización directa del peducida del perfil de reflexión ESCIN-2, correspondiente a la banda F de reflectores a 15 s en ESCIN-1. Los cuadrados negros del cabalgamiento alpino se han colocado sobre el bloque superior emplazado hacia el N. c) Bloque tridimensibalgamiento frontal alpino por lo que el cabalgamiento basal Varisco y el basamento están duplicados en la vertical del perfil.


basamento

basamento

basamentobasamento

basamento

basamento

CabalgamientoCabalgamientoCabalgamientobasalbasalbasalZona Cantábrica

Zona CantábricaZona Cantábrica

Cabalgamiento

Cabalgamiento

CabalgamientoAlpinoAlpinoAlpino

ESCIN-1N

AAA

FFF

AAA

FFF

E

1500 1200130014001900 1600170018002000210022000

Zona Cantábrica

0 10 20 km

5,1

4,45,4

5,55,9

6,7 8,0

6,3 6,35

Velocidad (km s-1)

c

a oeste (ver Figura 106 para situación y texto para descripción de los reflectores). Obsérvese el engrosamiento cortical alpino desde el oeste (banda E a 12 s)al este, donde la1997). Las velocidades son las empleadas para la modelización directa del perfil. Al modelo original se le ha añadido la profundidad de la Moho bajo la Zona Cantábrica de-colocado sobre el bloque superior emplazado hacia el N. c) Bloque tridimensional del trazado de ESCIN-1 en el extremo este del perfil. Su trazado E-O es longitudinal al ca-


et al. (1997) proponen que el despegue basal de laZona Cantábrica puede estar duplicado a 3 y 5 s,en el extremo oriental del perfil por el cabalga-miento frontal alpino vergente al S que ocupa elborde N de la Cuenca del Duero (Fig. 112c). La re-flectividad del basamento es bastante homogéneaentre 5 y 15 s, aproximadamente 40 km, donde unabrusca disminución de la misma se interpreta comoel límite corteza-manto (F). Los reflectores son ho-rizontales y subparalelos, pero no se observan, niuna corteza inferior reflectiva, ni una Moho claras.

Por lo visto en ESCIN-1, existe un importante en-grosamiento cortical alpino de O a E, también pre-sente en los perfiles de refracción (Pulgar et al.,1996; Fernández-Viejo, 1997 y Gallart et al., 1997)y los perfiles de reflexión N-S. La transición lateralentre las cortezas normal y engrosada no es discer-nible, ya que la reflectividad es baja en el sectorcentral de ESCIN-1. La imagen sísmica de esta ra-íz alpina en ESCIN-2 es muy similar a la descritaen ESCIN-1, a pesar de estar registrados en direc-ciones ortogonales. La corteza es reflectiva en am-bos hasta su base a 15 s y las reflexiones más pro-fundas proceden de la corteza Ibérica que subducehacia el N. Debido a la orientación E-O deESCIN-1, perpendicular a la subducción alpina, lasreflexiones deben ser llegadas laterales de fuera delplano de la sección y su horizontalidad es aparente,mientras que en ESCIN-2 muestran su verdaderainclinación hacia el N. La modelización directa del

perfil (Gallastegui et al., 1997), siguiendo la mismatécnica que la empleada en este trabajo para la mo-delización de la línea ESCIN-2, ha permitido obte-ner la profundidad de las principales estructuras ysuperficies descritas previamente (Fig. 112b).

El trazado del perfil marino ESCIN-3 es subparaleloa la línea de costa entre la llanura abisal al NO deGalicia y las inmediaciones del Cabo Peñas. Fue re-gistrado en 1993 y constituye la prolongación delperfil ESCIN-1 en las zonas internas del orógeno. Elperfil fue dividido en tres segmentos para su estudio(Álvarez-Marrón et al., 1996 y 1997b) y simultánea-mente se registraron perfiles de refracción/gran án-gulo con estaciones autónomas en tierra. El segmen-to más oriental, ESCIN-3.3 (Fig. 113) (Ayarza,1995; Martínez Catalán et al., 1997; Ayarza et al.,1998), atraviesa la prolongación de las Zonas Cen-troibérica (ZCI) y Asturoccidental-Leonesa (ZAOL)en la plataforma continental cantábrica. Ayarza et al.(1998) identificaron dos cuencas sedimentarias me-so-terciarias en la parte más somera del perfil (hasta2,5-3 s T.D.) y relacionaron muchas de las reflexio-nes intermedias y profundas (hasta 12 s) con estruc-turas geológicas conocidas como el cabalgamientobasal de la ZAOL, o de nueva interpretación, comouna lámina de corteza inferior emplazada durante laOrogenia Varisca en niveles corticales someros (6 sT.D.). Tiene especial interés una posible duplicaciónde corteza inferior a 7-8 s y 11 s, sobre cuyo origenlos autores apuntan tres hipótesis:


P.T.T.

D. (

s)

ONO ESE

ESCIN-3.3 migrado

Figura 113. Dibujo de líneas interpretado de las reflexiones del perfil de sísmica de reflexión ESCIN-3.3 sin migrar. Tomado de Ayarza (1995).



– Duplicación varisca por un gran despeguevergente al este que duplica la parte inferiorde la corteza y superior del manto. Este cabal-gamiento se prolongaría hacia el este por lasrampas descritas en ESCIN-1 bajo el Antifor-me del Narcea y la deformación se propagaríahacia las zonas externas por el despegue basalde la Cordillera Cantábrica.

– Duplicación post-Varisca por la delaminaciónincipiente o abortada de la corteza inferior,después del limitado hundimiento de la corte-za inferior y el manto litosférico.

– Duplicación alpina por la subducción hacia elnorte de la corteza Ibérica dentro del mismoproceso que duplicó la corteza a lo largo delsector oriental de la Cordillera Cantábrica ylos Pirineos.

Comparación de la estructura cortical varisca y al-pina

La estructura de la corteza en el NO de la Penínsu-la Ibérica deducida de los experimentos geofísicosdescritos a lo largo de este trabajo, especialmentelos perfiles de sísmica de reflexión verticalESCIN-1, ESCIN-2 y ESCIN-4 (Fig. 114), es el re-sultado de la deformación producida por dos oro-genias (Varisca y Alpina) y al menos un episodiodistensivo mesozoico y posiblemente otro permo-triásico. En los perfiles se pueden diferenciar: seg-mentos de corteza con estructura varisca preserva-da, zonas donde las estructuras más conspicuas sonextensionales y sectores donde se superponen lastres deformaciones.

Debido a la curvatura del arco astúrico, los extre-mos occidental de ESCIN-1 y meridional de ES-CIN-2 atraviesan segmentos equivalentes de la ca-dena varisca, en la transición entre las zonas inter-nas y externas del orógeno varisco. Su estructurasísmica difiere muy ligeramente y la estructuracortical pre-alpina se conserva prácticamente inde-formada: la corteza superior es poco reflectiva, ex-cepto en la Cuenca del Duero en ESCIN-2, y su re-flectividad aumenta entre 5 s y 12 s donde se en-cuentra la Moho a una profundidad de 30-32 km.Esta estructuración es igual a la que caracteriza lascortezas variscas europeas sometidas a extensiónposterior (Mooney y Meissner, 1992). La corteza

inferior y la Moho son horizontales y planas comoen la mayoría de los orógenos caledónicos y varis-cos. Sin embargo, los orógenos de colisión recien-tes (Pirineos, Alpes, Himalaya) se caracterizan pordesarrollar importantes raíces corticales. Cabe es-perar que los orógenos más antiguos, como el des-crito en este sector, también se caracterizaran porla presencia de tales raíces, pero que el reequilibriode la transición corteza-manto por procesos meta-mórficos y/o magmáticos las haya obliterado, aun-que aún se preserva en algunas cordilleras comolos Urales. En el extremo occidental de ESCIN-1 yde la Cordillera Cantábrica se preservan las estruc-turas variscas de la corteza y los reflectores se in-clinan debido a la indentación del basamento varis-co hacia el oeste que delamina la corteza de las zo-nas internas. Sin embargo, en el extremo meridio-nal de ESCIN-2 no se conservan estructuras varis-cas en la corteza inferior, sino que predominan losreflectores horizontales y paralelos. Aceptando quela reflectividad de las cortezas inferiores variscasse adquiere por extensión cortical postorogénica(Mooney y Meissner, 1992; ver Apartado 1.2), unmayor grado de extensión pre-alpina en el este dela Cordillera Cantábrica (ESCIN-2) pudo reorgani-zar de una manera más intensa la corteza que en eloeste de la cordillera (ESCIN-1) y obliterar las es-tructuras variscas al horizontalizar las estructurasque podrían generar reflexiones.

La estructura de la corteza bajo el sector orientalde la Cordillera Cantábrica, en los extremosoriental de ESCIN-1 y septentrional de ESCIN-2es claramente alpina y muestra el desarrollo deuna importante raíz cortical de esa edad. La Mohoincrementa su profundidad hasta 45 km (15 s) de-bido a una importante reestructuración de la cor-teza en niveles profundos, que contrasta con elefecto en superficie, limitado al desarrollo depliegues y movimientos verticales de bloques conpoca o nula deformación interna por: inversióntectónica de fallas previas (variscas y mesozoicas)y fallas o cabalgamientos alpinos subverticales denueva generación. El contraste entre la deforma-ción de las zonas occidental y oriental de la Cor-dillera Cantábrica puede estar relacionado con laorientación de las estructuras variscas y el desa-rrollo de la extensión mesozoica N-S. La exten-sión mesozoica pudo estar favorecida en el este



Figura 114. Bloque diagrama tridimensional con la estructura sísmica reflectiva de la corteza en el NO de la Península Ibérica observada en losperfiles de sísmica de reflexión ESCIN-1, ESCIN-2 y ESCIN-4.


de la cordillera debido a la orientación E-O de lasestructuras variscas, favoreciendo el desarrollo deestructuras distensivas, mientras en el oeste la ex-tensión es menor debido a la orientación N-S delas estructuras variscas. La obliteración de la es-tructura varisca de la corteza inferior en ESCIN-2y la conservación de la misma en su sector equi-valente de ESCIN-1, también indica que la exten-sión fue mayor hacia el este. La diferente exten-sión en los dos dominios de la Cordillera tambiénfavoreció el que la raíz cortical se desarrollara enel sector occidental, donde la extensión había sidomayor y por lo tanto la corteza presentaba unamenor resistencia a la compresión terciaria.

La imagen sísmica de la estructura profunda en elmargen noribérico del perfil ESCIN-4 no es buenay las únicas reflexiones proceden de la corteza in-ferior reflectiva en su extremo meridional. La es-tructura sísmica es similar a la registrada en el ex-tremo sur de ESCIN-2. La reflectividad es baja enel basamento bajo la cobertera meso-terciaria y au-menta en la corteza inferior reflectiva. Los reflec-tores se inclinan hacia el sur y son paralelos a labase de la corteza ya que ésta se adelgaza signifi-cativamente hacia el N desde los 30 km de la corte-za normal hasta 22 km bajo el Banco Le Danois y15 km en la llanura abisal. No hay relictos de es-tructuras variscas, obliteradas como resultado de laimportante extensión mesozoica. Las estructurassomeras predominantes son extensionales mesozoi-cas y compresivas terciarias (cabalgamientos, fa-llas con inversión tectónica y pliegues) y la mayorparte del acortamiento se concentra en el talud y lazona tectonizada al pie del mismo.

Mapa de profundidad de la Moho

Antes de la puesta en marcha del proyecto ESCIN,en la década de los 90, el conocimiento de la corte-za en el NO de la Península Ibérica se limitaba a lainterpretación de 6 perfiles de refracción en Galicia(Córdoba et al., 1987, 1988; Córdoba y Banda,1988). Con el desarrollo del proyecto ESCIN sehan realizado un importante número de experimen-tos geofísicos que han permitido recabar valiosainformación sobre su estructura. La densidad dedatos ha permitido abordar la elaboración de unmapa de la profundidad de la base de la cortezaibérica (Moho) en el NO peninsular. Para ello se

han integrado los valores de la profundidad de laMoho de: 2 perfiles de reflexión de incidencia ver-tical, 14 perfiles de refracción/gran ángulo y 4 mo-delos gravimétricos (Fig. 115); todos ellos detalla-dos en la Tabla XIII.

El mapa final se obtuvo tras la interpolación de losdatos a los nodos de una malla cuadrada con una se-paración entre nodos de 2x2 km (Fig. 115). Esta dis-tancia entre nodos es suficiente para representar fiel-mente las estructuras que caracterizan la morfologíade la Moho. Debido a los distintos orígenes de losdatos empleados, se presentaron desajustes de lasprofundidades en algunas de las intersecciones delas líneas, por lo que se realizó una edición manualde los datos, suprimiendo aquellos que planteabanproblemas. Con el fin de extender el mapa hasta elextremo meridional de la Cuenca del Duero, se hadefinido en el sur del mapa una profundidad de laMoho entre 32 y 33 km de acuerdo con los datos deun perfil de refracción de Suriñach y Vegas (1988) yun modelo gravimétrico de Tejero et al. (1996).

La base de la corteza mantiene una profundidadbastante homogénea entre 30 y 33 km en las zo-nas indeformadas bajo la Cuenca del Duero y Ga-licia, que es característica de las cortezas en otraszonas del orógeno varisco europeo. La profundi-dad aumenta ligeramente hacia el sur y el este ba-jo los Sistemas Central e Ibérico, levantados du-rante el Terciario al igual que la Cordillera Cantá-brica. La profundidad de la corteza bajo el Siste-ma Central alcanza 35 km de profundidad y recu-pera la profundidad característica entre 30 y 33km al sur bajo la Cuenca del Tajo (Banda et al.,1981; Suriñach y Vegas, 1988 y Tejero et al.,1996). Los perfiles de refracción 2 y 3 reflejandos incrementos locales de la profundidad de has-ta 36 km, bajo la Sierra de la Demanda-Camerosy los Montes de León, que representan bloquesdel basamento elevados durante la Orogenia Alpi-na. Sin duda, el rasgo más peculiar de la cortezaen este sector es el importante engrosamiento ba-jo la Cordillera Cantábrica donde la raíz alcanzauna profundidad en torno a 50 km cerca de la lí-nea de costa, debido a la duplicación de cortezassegún una dirección ESE-ONO.

La corteza se adelgaza substancialmente hacia lacosta en la transición entre la corteza continentalde la Placa Ibérica y las cortezas oceánicas del




Golfo de Vizcaya y Océano Atlántico, como resul-tado del estiramiento coetáneo con la apertura deambos océanos. El adelgazamiento es progresivoen el este y extremo occidental de la costa norte,donde la reducción del espesor se produce en el lí-mite de la plataforma continental y el talud, enaproximadamente 55 km. En el sector de la raízcortical el desnivel es brusco con un salto de 50 a30 km en la profundidad de la Moho en unos pocoskm. La somerización de la Moho al norte de la raízes gradual hasta registrar una profundidad de 10-11km en el extremo norte del mapa.

7.3. La estructura de otras cordilleras alpinas

La imagen sísmica y la estructura interpretada en latransecta cortical N-S a través de la CordilleraCantábrica y el margen noribérico es muy similar ala de otras cordilleras de colisión. En este apartadose hará una descripción de la estructura geológica eimagen sísmica de la corteza en otras cordillerascercanas similares, Alpes y Pirineos, con los datosdisponibles: geológicos, de reflexión vertical, derefracción y gravimétricos, prestando especialatención a la comparación de la estructura de losPirineos y la Cordillera Cantábrica.

Los Pirineos: comparación con la Cordillera Can-tábrica

Los Pirineos y la Cordillera Cantábrica están ínti-mamente relacionados por el evento tectónico deconvergencia entre Iberia y Europa durante el finaldel Cretácico y el Terciario. El campo de esfuerzosN-S resultante de la colisión produjo: el desarrollode los Pirineos en el este y el levantamiento y reju-venecimiento de la Cordillera Cantábrica en el oes-te, debido al cierre parcial del Golfo de Vizcaya.Esta relación genética ha llevado a considerar a laCordillera Cantábrica como la prolongación occi-dental de los Pirineos (Fig. 116).

Los Pirineos forman una orógeno relativamenteestrecho (100 km) y alargado en dirección E-O,cuya longitud es de 400 km desde el Golfo de Le-ón al Golfo de Vizcaya o 1000 km si se incluye elmargen continental noribérico. La geometría delas estructuras geológicas es en abanico y las ver-gencias de los cabalgamientos son opuestas: haciael norte en la rama septentrional (Zona Norpire-naica) y hacia el sur en la meridional (Zona Sur-pirenaica). La Zona Norpirenaica, donde se em-plazan una serie de cabalgamientos que involu-cran al basamento, cabalga sobre la cuenca de an-

Tabla XIIII. Experimentos geofísicos de los que se ha obtenido la información para elaborar el mapa de profundidades de la Moho en el cua-drante NO de la Península Ibérica.



-20-20-20

-30

-30

-30

-40-40-40

-50-50-50

modelo gravimétrico

perfil de reflexión

perfil de refracción

-8˚ 0˚ 8˚ 16˚

36˚

40˚

44˚

48˚

52˚

42˚

43˚

44˚

45˚

41˚

200 km

-10˚ -8˚ -6˚ -4˚

42˚

44˚

200 km

1

2

3

45

6

7

8

9

10 11

12

1314

15

17181920

16

Límite de la corteza ibérica Límite de la corteza cantábrica

Figura 115. a) Situación. b) Experimentos geofísicos empleados para la construcción del mapa de profundidades de la base de la corteza ibérica(identificación en Tabla XIII). c) Mapa de profundidades de la base de la corteza en el NO de la Península Ibérica (intervalo de contorno 2 km).La trama rallada representa la zona de superposición de las cortezas ibérica y cantábrica.



Figura 116. Esquema geológico del norte de la Península Ibérica con la división en zonas de los Pirineos y su prolongación occidental. La pro-fundidad de la base de la corteza procede de: Ayarza et al. (1998), Córdoba et al. (1988), Fernández-Viejo (1997) y Vergés et al. (1995).


tepaís de Aquitania a lo largo del CabalgamientoFrontal Norpirenaico. Esta zona limita por el surcon el sector central del orógeno (Zona Axial Pi-renaica) ocupado por rocas metamórficas paleo-zoicas de bajo a medio grado intruidas por grani-tos pérmicos y retazos discordantes de rocas sedi-mentarias y volcánicas del final del Carboníferoal Triásico inferior. La Zona Axial Pirenaica estáafectada por la deformación alpina y limitada porel norte por la Falla Norpirenaica, una importantefractura o zona de fractura cuyas característicasserán descritas posteriormente. En la Zona Surpi-renaica, al sur de la Zona Axial, la deformaciónes epitelial (thin-skinned) y los cabalgamientosestán despegados sobre un nivel basal triásico. Elfrente de la deformación alcanza la superficie enel extremo sur en la cuenca de antepaís del Ebropor el Cabalgamiento Frontal Surpirenaico. ElTerciario de la cuenca del Ebro reposa directa-mente sobre el basamento y está prácticamente in-deformado (Choukroune y ECORS Team, 1989;Muñoz, 1992; Vergés et al., 1995).

La Falla Norpirenaica (FNP) constituye un impor-tante accidente a escala cortical y ha sido conside-rada el límite actual entre las placas Europea e Ibé-rica. Los modelos de evolución de la cadena coin-ciden en interpretarla como la falla transformanteque separaba ambas placas y acomodó el desplaza-miento hacia el este de Iberia respecto de Europadurante la apertura del Golfo de Vizcaya. El espe-sor de las placas era originalmente diferente y laconvergencia posterior incrementó la diferencia, deacuerdo con los datos sísmicos que registran unamayor profundidad de la Moho bajo Iberia. La de-formación alpina afectó primero a la Placa Europeay finalizó más tarde en la Placa Ibérica. La ZonaNorpirenaica experimentó un acortamiento casicontinuo desde el Cretácico superior hasta el Eoce-no superior (Déramond et al., 1993). En la ZonaSurpirenaica la deformación se manifiesta desde elCretácico más tardío (Puigdefabregás y Souquet,1986; Déramond et al., 1993) y progresó hasta elOligoceno inferior, periodo tras el que se registraaproximadamente un kilómetro de acortamiento(Vergés et al., 1995). El acortamiento deducido pa-ra la cadena varía entre al menos 100 km (Roure etal., 1989), 125 km (Vergés et al., 1995) y 147 km(Muñoz, 1992). Sin embargo, Soler et al. (1998)

ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA Y MARGEN CONTINENTAL CANTÁBRICOS: PERFILES ESCI-N 203aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaFNP

FNP

FNP

FNP

FNP

S N

S N

S N

S N

S N

a

d

e

f

gaMantoCorteza inferiorreflectivaaMesozoico

y Terciario

50 kmh

S N

FNPS N

bFNPS N

c

Figura 117. Modelos propuestos de la estructura de la corteza de losPirineos: a) Boillot y Capdevila (1977). b) Williams y Fischer (1984).c) Déramond et al. (1985) ). d) Seguret y Daignières (1986). e) Roureet al. (1989). f) Muñoz (1992). g) Vergés et al. (1995). h) Teixell(1998). Los modelos e, f y g están basados en el perfil ECORS-Pirine-os (Fig. 118) y el modelo h en el perfil ECORS-Arzacq.



apuntan que el desplazamiento de algunos de loscabalgamientos, como el de Gavarnie, está sobres-timado en una magnitud del orden de 1 a 3 decenasde km, por lo que el acortamiento total de la cade-na sería menor.

A lo largo del tiempo se han sucedido diversas hi-pótesis sobre la estructura profunda del orógeno,inicialmente basadas en la geología superficial, quese han modificado a medida que la disposición dedatos geofísicos era mayor (Fig. 117). Los prime-ros modelos son anteriores a los datos sísmicos ono los consideraron, por lo que no satisfacen plena-mente los datos geofísicos. El modelo de Boillot yCapdevila (1977) extrapola hacia el este el modelode subducción hacia el S de corteza del margen no-ribérico bajo la Placa Ibérica y propone que la de-formación de los Pirineos resulta de la subducciónparcial hacia el sur de Europa bajo Iberia (Fig.117a). Williams y Fischer (1984) propusieron unmodelo de deformación epitelial (thin-skinned) enel que la estructura superficial se explica por un ca-balgamiento hacia el sur de Europa sobre Iberia alo largo de una superficie inclinada 6° hacia el N(Fig. 117b). El acortamiento estimado del modeloes 106 km y los cabalgamientos vergentes al N seinterpretan como retrocabalgamientos del cabalga-miento basal. El modelo de Déramond et al. (1985)sitúa las raíces de los cabalgamientos a mayor pro-fundidad, atravesando la corteza hasta desplazar laMoho (Fig. 117c).

La adquisición de varios perfiles de refracción enabanico, paralelos y perpendiculares a la cadenamontañosa, y especialmente los perfiles de inci-

dencia vertical ECORS-Pirineos y ECORS-Ar-zacq establecieron los parámetros corticales quesirvieron de base para las posteriores interpreta-ciones estructurales. Los datos de refracción pu-sieron en evidencia la existencia de un abruptosalto de 10-15 km de la Moho en la vertical de laFNP en una distancia menor de 10 km (Hirn etal., 1980; Gallart et al., 1981; Daignières et al.,1982). Con estos datos, Seguret y Daignières(1986) construyeron un modelo en el que la de-formación es esencialmente vertical y afecta a to-da la corteza (Fig. 117d). Las interpretaciones delperfil ECORS-Pirineos reflejaron una estructuracortical muy similar en la que no se podía sopor-tar la hipótesis de la subducción hacia el N de laPlaca Ibérica bajo la Placa Europea (Fig. 118)(Boillot y Malod, 1988; ECORS Pyrenees Team,1988; Choukroune y ECORS Team, 1989; Roureet al., 1989; Bois et al., 1990). La Moho profundi-za hacia el N desde 30-35 km bajo la Cuenca delEbro (antepaís ibérico) hasta 50 km bajo la ZonaAxial (65 km para otros autores) para volver a re-cuperar la profundidad de 33 km bajo la Cuencade Aquitania (antepaís europeo). En este perfil seregistra una conspicua corteza inferior reflectivaparalela a la base de la corteza. La estructura pro-funda de la cadena es similar en el oeste, en elperfil ECORS-Arzacq (Daignières et al., 1994),aunque disminuye la magnitud del salto de la cor-teza. Finalmente, bajo los macizos paleozoicosvascos del extremo occidental de la cadena no seregistran variaciones significativas en la profundi-dad de la Moho (Daignières et al., 1982). En losmodelos construidos con los datos del perfil

0

5

10

15

Tiem

po D

oble

(s)

S

ECORS - PIRINEOS

20

25

N

20 km

Figura 118. Perfil de sísmica de reflexión ECORS-Pirineos a través de los Pirineos. Sección sin migrar tomada de Bois et al. (1990).



ECORS-Pirineos se plasma el contraste de poten-cias de las cortezas y una indentación hacia el surde la corteza Europea en la corteza Ibérica. En elmodelo de Roure et al. (1989) los cabalgamientosconvergen en una fractura casi vertical que atra-viesa toda la corteza y actúa como límite de placa(Fig. 117e). Las secciones balanceadas más re-cientes de Muñoz (1992) y Vergés et al. (1995)(Figs. 117f y g) presentan estructuras muy simila-res y favorecen una interpretación donde la corte-za superior está despegada formando un apila-miento tectónico y la corteza media-inferior sehunden en el manto hacia el N formando una raízcortical debido a la indentación hacia el S de lacorteza europea. Ambas secciones ponen en evi-dencia problemas de balanceo entre la corteza su-perior e inferior, con un déficit significativo decorteza inferior. Muñoz (1992) propone la sub-ducción y reciclado de corteza inferior en el man-to (aproximadamente 110 km) en concordanciacon estudios magnetotelúricos que indican la pre-sencia de rocas corticales a una profundidad deaproximadamente 100 km (Pous et al., 1995). Lamisma estructura cortical se interpreta en el cortegeológico basado en el perfil ECORS-Arzacq, si-tuado más al oeste (Fig. 117h). La corteza ibéricasubduce hacia el N hasta 90 km de profundidad yla indentación de la corteza europea es de mayormagnitud que en las secciones más orientales(Teixell, 1998). Estos modelos son compatiblescon los modelos gravimétricos donde se manifies-ta la misma estructura y la raíz cortical alcanzauna profundidad entre 50 y 60 km (Torné et al.,1989; Casas et al., 1997).

La interpretación de la estructura de la Falla Norpi-renaica ha sufrido modificaciones. En algunos mo-delos la falla atraviesa toda la corteza y está prácti-camente indeformada (Figs. 117 c y d), mientrasque en el modelo de Roure et al. (1989) está ligera-mente deformada por la indentación de corteza(Fig. 117e). En los modelos más recientes de Mu-ñoz (1992) y Vergés et al. (1995) está cortada ydesplazada al N por los cabalgamientos de la ZonaNorpirenaica, como apunta el perfil ECORS-Piri-neos (Figs. 117f y g).

El margen noribérico: la prolongación del frentede deformación Norpirenaico. Boillot et al.(1973b) y Boillot y Capdevila (1977) pusieron en

evidencia que el margen noribérico era la conti-nuación occidental de la zona norpirenaica. Sinembargo, en su modelo cortical de los Pirineos seproponía una subducción hacia el sur de la PlacaEuropea, que el perfil ECORS-Pirineos ha demos-trado errónea ya que es la Placa Ibérica la quesubduce hacia el norte bajo la Europea (Boillot yMalod, 1988; ECORS Pyrenees Team, 1988;Choukroune y ECORS Team, 1989; Roure et al.,1989; Bois et al., 1990).

En la transecta estudiada se ha interpretado la es-tructura de la zona tectonizada al pie del talud quediscurre a lo largo de todo el margen noribérico.Montadert et al. (1974) y Derégnaucourt y Boillot(1982) prolongaron esta zona hacia el este como uncabalgamiento, hasta la depresión de Cap Ferret alnorte de la Plataforma de las Landas. Además pro-pusieron otro cabalgamiento o zona deformada enel límite de la plataforma continental vasco-cánta-bra a lo largo del Cañón de Capbretón (ver Figs. 27y 35b), cabalgamiento que los primeros autores in-cluso prolongan en las interpretaciones de algunosperfiles sísmicos hasta la plataforma asturiana.Ambos cabalgamientos coinciden con las anomalí-as gravimétricas negativas observadas en el mar-gen noribérico (Fig. 38).

A la luz de los datos presentados en este trabajo esevidente que la deformación terciaria del margennoribérico se concentra especialmente en el taludcontinental y la zona tectonizada al pie del mismo.En las Figuras 37d y 37e se observa que hacia eloeste existen dos zonas de deformación: una al Nde la Plataforma de las Landas (Cañón de cap Fe-rret), en la prolongación de la zona tectonizada, yotra al sur de la citada Plataforma (Cañón de Cap-bretón). El perfil ECORS Golfo de Vizcaya (Boiset al., 1990; Bois et al. 1991; Bois y Gariel, 1994)pone en evidencia que la Cuenca de Parentis (Pla-taforma de la Landas) está prácticamente indefor-mada entre ambas zonas (Fig. 110). La zona de de-formación meridional está efectivamente conecta-da con la Zona Norpirenaica, mientras que la sep-tentrional se puede considerar la prolongación ha-cia el este de la Zona Norpirenaica, ya que relevaa la primera y la deformación se transfiere de unaa otra zona, probablemente por una estructura late-ral como la propuesta por Derégnaucourt y Boillot(1982) (Fig. 35b). La transferencia de la deforma-



ción de la zona meridional a la septentrional se de-be a que la prolongación hacia el O de la primeracoincide con la plataforma marginal asturiana,donde la corteza no está suficientemente adelgaza-da y la deformación progresa más fácilmente porla zona más adelgaza, y por lo tanto más débil, alpie del talud.

Los Alpes

Los Alpes constituyen un orógeno arqueado cuyaestructura resulta de una historia de deformaciónpolifásica por la colisión de las placas Europea yAfricana tras la subducción y el cierre total delTethys, el océano que se extendía desde el Medite-rráneo occidental hasta los Himalayas. Su estructu-ra está caracterizada por: el desarrollo de una im-portante raíz cortical, la subducción de cortezacontinental y la indentación y delaminación de cor-tezas (Fig. 119); similares a las descritas en la Cor-dillera Cantábrica (ver p.e. Frei et al., 1989; Mue-ller, 1990; Pfiffner et al., 1991; Ye et al., 1995). Dehecho, su imagen sísmica no difiere mucho de la

descrita en la Cordillera Cantábrica y los Pirineos,aunque se trata de un orógeno con mayor acorta-miento y deformación interna.

La dirección principal de emplazamiento de loscabalgamientos del orógeno durante el Paleógenoes hacia la Placa Europea, aunque localmente seencuentran cabalgamientos con vergencia opues-ta. Durante la colisión de las placas, posterior alcierre del océano, parte de la litosfera continentalsubdujo bajo la placa enfrentada. Varios sectoresde la cadena parecen tener profundas raíces litos-féricas que se hunden hasta 200 km de profundi-dad. Diversos experimentos geofísicos, entre ellosperfiles de reflexión (ECORS-CROP y NFP-20),han mostrado que es la corteza inferior europea laque subduce hacia el sur bajo la corteza africanahasta más de 60 km de profundidad. Al mismotiempo, la corteza inferior africana se indenta enla corteza europea delaminándola (Pfiffner et al.,1990, 1991; Heitzmann et al., 1991). El acorta-miento de la corteza continental desde el cierredel océano Tethys se estima en al menos 360 km(Escher y Beaumont, 1997).

7.4. Consideraciones finales sobre la estructurade la Cordillera Cantábrica

La vergencia de la subducción

A lo largo de los apartados precedentes hemos vis-to que al pie del talud se desarrolló una importanteestructura de deformación, durante la etapa com-presiva terciaria, que está presente a lo largo de to-do el margen noribérico desde el vértice orientaldel Golfo de Vizcaya hasta los Bancos de Galicia.La cuenca sedimentaria desarrollada inmedia-tamente al N del talud continental, coincidente conuna anomalía gravimétrica negativa dispuesta a lolargo de toda la base del talud (Fig. 38), fue inter-pretada por Sibuet y Le Pichon (1971) y Le Pi-chon et al. (1971) como una fosa marginal relictaasociada a una zona de subducción eocena. Elmargen pasivo cretácico se habría transformado enun margen activo con una subducción hacia el Sde entre 40 km (Srivastava et al., 1990) y 120 km(Le Pichon y Sibuet, 1971; Grimaud et al., 1982)de corteza oceánica del Golfo de Vizcaya, debidoa la convergencia entre Iberia y Europa. La sub-

N S

Mesozoico de los mantos Austroalpinos

Basamento pretriásico

Fragmentos de corteza oceánica y sedimentosmeso-cenozoicos de los mantos pennínicos

Cenozoico

Mesozoico

Mantos Helvéticos ycuencas de antepaís

CORTEZA INFERIOR AFRICANA

CORTEZA SUPERIOR

MANTO

MANTO

NFP 20 -ESTE

CORTEZA INFERIOR EUROPEA

CORTEZA SUPERIOR

Rocas ígneas cenozoicas

10 km

T.D.(s)

10

15

5

N S

NFP 20 -ESTE

Figura 119. Dibujo de líneas interpretado del perfil de sísmica de re-flexión NFP20-ESTE sin migrar (Alpes suizos) y corte geológico de laestructura en el mismo sector. Obsérvese la indentación de la cortezainferior adriática en la europea y la subducción de la última hacia elsur. Tomadas de Pfiffner et al. (1991).



ducción explicaría la deformación y levantamientode las rocas del talud y la plataforma continentalcantábricos (Boillot y Capdevila, 1977; Boillot etal., 1979; Grimaud et al., 1982; Malod et al., 1982;Boillot y Malod, 1988) y la asimetría, respecto delos márgenes continentales, de las anomalías mag-néticas del fondo del Golfo de Vizcaya (Fig. 35)(Srivastava et al., 1990). La zona de deformaciónde los sedimentos de la llanura abisal en la basedel talud ha sido interpretada por diversos autorescomo un prisma de acreción (Derégnaucourt yBoil lot, 1982; Boil lot y Malod, 1988;Álvarez-Marrón et al., 1997a). La extensión de es-te modelo hacia el E llevó a sugerir los modelosde evolución pirenaica en los que la Placa Europeasubducía bajo la Placa Ibérica (Boillot y Capdevi-la, 1977), anteriores a las interpretaciones basadasen los perfiles ECORS, donde la subducción es ensentido contrario (Boillot y Malod, 1988; ECORSPyrenees Team, 1988; Choukroune y ECORS Te-am, 1989; Roure et al., 1989; Bois et al., 1990;Daignières et al., 1994).

Sin embargo, esta hipótesis puede ser discutida a laluz de los datos geofísicos presentados a lo largode este trabajo, al igual que ocurrió en la zona pire-naica. La modelización gravimétrica ha demostra-do que la anomalía gravimétrica de la base del ta-lud y su par positivo de la plataforma se puedenexplicar por la confluencia de una serie de factores:la potencia de sedimentos acumulados en la basedel talud, la somerización del manto asociada aladelgazamiento cortical, el efecto de borde debidoal tránsito de aguas someras a profundas y la pre-sencia de rocas de origen profundo cerca de la su-perficie en el talud. La asimetría de las anomalíasmagnéticas es un hecho irrefutable, indicativo deque parte de la corteza del Golfo de Vizcaya se haconsumido bajo el margen noribérico. Sin embar-go, no hay ninguna evidencia de que exista sub-ducción, si por ello entendemos el hundimiento decorteza o litosfera oceánica en el manto bajo unmargen continental. En primer lugar, es poco pro-bable que en la transversal estudiada la corteza delfondo del golfo sea de naturaleza oceánica, ya quede acuerdo con el mapa de anomalías magnéticaséstas se terminan hacia el oeste. Según los estudiosde los fondos (Derégnaucourt y Boillot, 1982), setrata de una corteza continental de transición muy

estirada y adelgazada, y por lo tanto menos densaque la corteza oceánica. Incluso en el supuesto deque se tratara de corteza oceánica, como ocurre aloeste de la transecta, ésta debía ser joven antes dela subducción (aprox. 60 Ma) y por lo tanto calien-te y con alta flotabilidad (Fernández-Viejo, 1997).En ambos casos la corteza encontraría grandes difi-cultades mecánicas para hundirse bajo la cortezacontinental y su ángulo de subducción debería sermuy bajo y el empuje vertical de la lámina quesubduce prácticamente nulo (Elston et al., 1984).No se puede obviar que en ninguno de los modelosni interpretaciones geofísicas (gravimetría y sísmi-ca) del margen se incluye lámina alguna de cortezasubducida en el manto (Pulgar et al., 1996; Fernán-dez Viejo, 1997; Álvarez-Marrón et al., 1997a; Ga-llart et al., 1997 y Fernández Viejo et al., 1998), nihay evidencias de magmatismo o vulcanismo re-sultante de la fusión parcial de una hipotética lámi-na que se hunde en el mismo. Únicamente Ayarza(1995) propuso la subducción de una lámina decorteza oceánica con una inclinación mayor que labase de la corteza continental para explicar unosreflectores fuertemente inclinados hacia el centrodel perfil ESCIN-3.3, entre 12 y 16 s (ver Fig.113). Sin embargo, la orientación de dicho perfilno es la adecuada para registrar inclinaciones N-Sy en posteriores interpretaciones no se hace re-ferencia a dicha lámina, aunque se interpreta unaduplicación cortical subhorizontal a 8 y 12 s de po-sible edad alpina (Ayarza et al., 1998).

En el modelo propuesto en esta trabajo, la conver-gencia y compresión terciaria se resuelve en super-ficie por el acortamiento del margen por los cabal-gamientos y pliegues, mientras que en profundidadla corteza inferior del margen se desliza hacia elsur bajo el talud y se indenta en la corteza ibérica alo largo de un despegue en el techo de la cortezainferior en el que confluyen los cabalgamientos delmargen. La alta flotabilidad de la corteza del mar-gen hace más viable el deslizamiento a favor de undespegue que su hundimiento. Por lo tanto, a la zo-na deformada al pie del talud es más apropiado de-nominarla “zona tectonizada”. La existencia deldespegue, también explica el contraste entre la cor-teza inferior plana y la corteza superior, que se de-forma solidariamente con la cuenca sedimentariapor encima del mismo. Como resultado de la in-



dentación de la corteza del margen, la corteza infe-rior y media ibérica subdujo con una vergencia ha-cia el N, al igual que ocurre en los Pirineos. Estemodelo es compatible con la duplicación de corte-zas descritas en el perfil ESCIN-3.3 (Ayarza et al.,1998), con la duplicación de la Moho bajo la costaobservada en los experimentos de reflexión de granángulo (Gallart et al., 1997) y con todos los mode-los gravimétricos realizados en el margen.

El desarrollo de la raíz cortical, implicaciones reo-lógicas del modelo y comparación con modelosnuméricos de deformación cortical

Es evidente que la estructura profunda de la corte-za y manto litosférico de la Cordillera Cantábrica yde los Pirineos tienen muchos rasgos en común. Elevento alpino de deformación de la Cordillera Can-tábrica y la construcción de los Pirineos, no sólo seproducen dentro del mismo episodio de convergen-cia de las placas Ibérica y Africana, sino que la es-tructura cortical en ambas secciones, en especial eldesarrollo de una importante raíz cortical asimétri-ca, resultan del mismo proceso: la subducción ha-cia el norte de la corteza inferior Ibérica por la in-dentación hacia el sur de la corteza inferior enfren-tada. Sin embargo, el modelo del margen es único,ya que las raíces corticales son típicas de los oró-genos de colisión entre dos continentes (p.e. Piri-neos), mientras que en la Cordillera Cantábrica nose alcanzó el estadio de colisión continental. Larespuesta que cabe esperar de un margen pasivoante un cambio en el régimen tectónico y el desa-rrollo de un campo de esfuerzos compresivos es sudislocación por la zona más débil, la zona de tran-sición entre la corteza continental y la oceánica, yla subducción de la corteza oceánica bajo la conti-nental. Resulta difícil justificar la nucleación y de-sarrollo de una raíz cortical por subducción de cor-teza continental en el interior de un margen conti-nental pasivo, con una vergencia opuesta a la sub-ducción oceánica que cabe esperar. La nucleacióny desarrollo de la raíz bajo la Cordillera Cantábricaestá íntima e ineludiblemente ligada a la evoluciónde la raíz cortical de los Pirineos. La transferencialateral hacia el oeste de los esfuerzos verticales queforzaron la subducción de la corteza Ibérica bajolos Pirineos, favorecería la fracturación y subduc-ción de la corteza Ibérica hacia el N bajo la Cordi-

llera Cantábrica, creando el hueco necesario paracompensar el acortamiento del margen. Los prime-ros resultados de la modelización de la corteza bajola Cuenca Vasco-Cantábrica por sísmica de refrac-ción, favorecen esta interpretación, ya que existecontinuidad entre las raíces corticales de la Cordi-llera Cantábrica y Pirineos bajo la citada cuenca(Pulgar et al., 1998).

La zona ocupada por la raíz bajo la Cordillera Can-tábrica coincide con la zona de desarrollo de lacuenca Mesozoica en el bloque continental ibérico,por lo que cabe pensar que el desarrollo de la raízfue más fácil en aquellas zonas donde la cortezaestaba previamente más adelgazada. Además, lasestructuras extensionales previas controlaron deci-sivamente el desarrollo de los despegues intracorti-cales, como el despegue en el techo de la cortezainferior, que compensaron el acortamiento.

Los planos a favor de los que se producen: la dela-minación de la corteza ibérica, el despegue entre lacorteza media e inferior del margen y la superficieen la que convergen en profundidad los cabalga-mientos alpinos de la corteza superior, se encuen-tran entre 14 y 15 km de profundidad. A esta pro-fundidad se encuentra el límite frágil-dúctil, bajo elcual la corteza pierde rigidez con el inicio de lafluencia lenta (creep) (Byerlee, 1978; en Meissner,1989). Sin embargo, en nuestro modelo la cortezainferior parece tener un comportamiento más rígidoque la corteza superior y mantiene un espesor casiconstante. La corteza inferior puede comportarsecomo poco resistente a la deformación en condicio-nes de gradiente geotérmico alto (p.e. procesos deextensión tardi o post-orogénico). Sin embargo, du-rante la Orogenia Alpina esta corteza inferior pare-ce haberse deslizado bajo la corteza superior sinuna deformación interna apreciable, debido a la altaresistencia a la deformación que cabría esperar bajocondiciones de gradiente geotérmico bajo (Ord yHobbs, 1989; Schmid et al., 1996).

En los últimos años se han popularizado los mode-los de cuña orogénica, similares a la descrita en estetrabajo, para describir la estructura de los cinturo-nes orogénicos (Davis et al., 1983; Platt, 1986; Wi-llet et al., 1993; Beaumont et al., 1994 y 1996a y b;Ellis, 1996). También se han construido modelosnuméricos de elementos finitos en condiciones dedeformación plana, que van mas allá de explicar la


estructura cortical y litosférica, y buscan explicarlas fábricas sísmicas a escala cortical de los oróge-nos (Quinlan et al., 1993; Beaumont y Quinlan,1994; Beaumont et al., 1996 a y b; Oncken, 1998).Estos trabajos proponen distintas relaciones entre lamagnitud y orientación de la deformación orogéni-ca y las fábricas sísmicas a escala cortical obtenidasen los numerosos cinturones orogénicos estudiados.La mayoría de los modelos numéricos adolecen dedefectos como: considerar la cuña orogénica comoun material isótropo o como máximo con dos nive-les de competencia y obviar el papel jugado por laestructura cortical previa. De cualquier manera, latransecta cortical descrita presenta una gran simili-tud con algunos de los modelos numéricos de de-formación cortical propuestos por Beaumont et al.(1994). En estos modelos, el motor de la deforma-ción es el deslizamiento bajo la corteza del mantolitosférico, junto con la actuación de dos zonas decizalla asimétricas donde se concentra la deforma-ción (prosheary retroshear) que se unen en un pun-to S de discontinuidad. En la Figura 120 se puedeobservar el gran parecido del modelo 5 de Beau-mont et al. (1994) con la transecta del margen nori-bérico. La zona proshearcorrespondería al frentemeridional de la Cordillera Cantábrica y la zona re-troshearse podría comparar a la zona de deforma-ción del talud continental cantábrico, estando la zo-na entre ambas levantada y ligeramente deformada.

8. CONCLUSIONES

En el presente trabajo se ha estudiado la estructuracortical de la Cordillera Cantábrica y el margennoribérico a lo largo de una transecta N-S en tornoal meridiano 5°O. Para ello se integraron todos losdatos geológicos y geofísicos disponibles, espe-cialmente los perfiles de sísmica de reflexión ver-tical ESCIN-2 (terrestre) y ESCIN-4 (marino). Acontinuación se presenta un resumen de las princi-pales conclusiones obtenidas en este trabajo, dife-renciando tres sectores de S a N: la Cuenca delDuero, la Cordillera Cantábrica y el margen conti-nental noribérico:

1) La estructura de la corteza de la Cordillera Can-tábrica y el margen noribérico es el resultado de lasuperposición de la deformación alpina, debido alcierre parcial del Golfo de Vizcaya durante el Ter-

ciario, sobre la estructura cortical consolidada trasla Orogénesis Varisca.2) El orógeno tiene una estructura, en direcciónN-S, de cuña orogénica con doble vergencia. Lasestructuras alpinas adoptan una disposición enabanico con vergencias opuestas en los extremosdel orógeno: cabalgamientos vergentes al S en elfrente meridional de la Cordillera Cantábrica, unimbricado de láminas de corteza vergentes al Nen la zona del talud continental y estructuras sub-verticales en el sector intermedio. En ambos ex-tremos del prisma orogénico se desarrollan doscuencas de antepaís terciarias, al S la Cuenca delDuero y al N las cuencas de la plataforma nori-bérica y del Golfo de Vizcaya.3) Bajo la Cuenca de Duero la corteza es horizon-tal y está estructurada sísmicamente en tres niveles,corteza superior (hasta 13 km), media (hasta 24km) e inferior (hasta 30-32 km), al igual que la ma-yoría de las cortezas variscas europeas.4) En la Cordillera Cantábrica, hay un importanteengrosamiento cortical alpino (raíz cortical), desa-rrollado por la indentación hacia el S, entre la cor-teza superior y media ibérica, de la corteza inferiordel margen cantábrico. La indentación forzó lasubducción hacia el N de la corteza media-inferioribérica, que alcanza una profundidad máxima cer-cana a 55 km en la vertical de la línea de costa, du-plicando la corteza bajo una Moho más somera(Moho del margen a 30 km de profundidad).5) El engrosamiento alpino del orógeno se mani-fiesta en superficie por el levantamiento y defor-mación de la Cordillera Cantábrica durante el Ter-ciario, debido al emplazamiento de una serie de ca-balgamientos vergentes al S, simultáneamente a laindentación de cortezas. Los cabalgamientos buzanen torno a 36° al N, atraviesan la corteza superior yconvergen en un despegue general en el límite cor-teza superior-media a 14-15 km de profundidad. Elcabalgamiento principal, que ocupa el frente sur dela cordillera, tiene un desplazamiento máximo cer-ca de la superficie de 8,5 km de un total estimadopor otros autores en 22 km.6) La corteza del margen noribérico se adelgaza ha-cia el N entre la línea de costa (Moho a 30 km) y lallanura abisal del Golfo de Vizcaya (Moho a 15 km).

7) En la plataforma noribérica se han reconocido es-tructuras extensionales mesozoicas, como fallas que




a

SSS

b

Figura 120. Modelos de deformación cortical (elementos finitos en condiciones de deformación plana), que corresponden a la convergencia entredos mantos litosféricos rígidos, uno de los cuales despega en el punto S y es subducido bajo el otro (Según Beaumont et al., 1994). a) Campos de ve-locidades (líneas cortas) y velocidad de deformación (sombreado) a los 2 Ma, para una relación convergencia/espesor inicial de 1,3. b) Resultados deuna compresión cortical como la anterior, ilustrada mediante una malla lagrangiana y unos marcadores pasivos, para visualizar la deformación.



dividen la cuenca sedimentaria mesozoica en sub-cuencas asimétricas que generalmente se adelgazanhacia el N, y estructuras de compresión terciarias,como pliegues y cabalgamientos, junto con la inver-sión tectónica de fallas normales mesozoicas.

8) La estructura de compresión más importante delmargen es un imbricado de láminas de corteza ver-gente al N, que se desarrolló en el talud noribéricoy en la llanura abisal, hasta 50 km al N del talud(zona tectonizada). Los cabalgamientos del imbri-cado convergen en un despegue intracortical entrelas cortezas media e inferior y son responsables delacortamiento y aumento de pendiente del talud(17° frente a los 5° del talud del margen conjugadoarmoricano) y del levantamiento de la plataformaactual, que constituía el talud del primitivo margenpasivo del final del Cretácico.

9) Los cabalgamientos de la zona tectonizada siguenuna secuencia de emplazamiento hacia delante (for-ward), deducida de la geometría de las tres secuen-cias de sedimentos interpretadas en la llanura abisal:pretectónica (Cretácico superior?-Eoceno medio),sintectónica (Eoceno superior-Mioceno inferior) ypostectónica (Mioceno superior-Cuaternario).

10) La corteza inferior del margen cantábrico essísmicamente continua y se deslizó hacia el S, has-ta indentarse en la corteza ibérica, a lo largo deldespegue intracortical entre la corteza media-infe-rior. El despegue se interpreta como el rejuego ter-ciario de una zona de cizalla dúctil extensional,heredada de los procesos extensionales mesozoi-cos. No existe por lo tanto subducción hacia el Sde corteza del Golfo de Vizcaya, si por ello enten-demos el hundimiento en el manto de porciones decorteza, ya que es la corteza ibérica la que subdu-ce hacia el N, según un modelo cortical similar alde los Pirineos.

11) El acortamiento terciario N-S total, deducidotras la restauración parcial de la transecta, es deunos 96 km. De los 74 km que restan tras descon-tar el acortamiento del borde sur de la cordillera, lamayor parte se concentra en el imbricado de lámi-nas de corteza del talud noribérico y una parte me-nor se resuelve en la Cordillera y margen cantábri-cos por deformación interna del basamento, me-diante la formación de estructuras como fallas ypliegues nuevos, o por el rejuego de estructuras an-teriores: rejuego de cabalgamientos y reapreta-

miento de pliegues variscos e inversión tectónicade las fallas extensionales

12) Como resultado de la restauración del corte seha estimado que hay un déficit de corteza inferiorde aproximadamente 50 km, que se ha interpretadocomo una lámina que se pudo romper y hundir enel manto.

13) La deformación de orógeno comenzó en el Eo-ceno superior con el levantamiento, emersión y de-sarrollo de las primeras estructuras de compresiónen el sector cercano a la actual línea de costa(Cuenca de Oviedo-Cangas de Onís y Surco de Pe-ñas), inducido por el inicio del deslizamiento e in-dentación hacia el S de la corteza del margen. Lamayor parte de la deformación se concentra en elperiodo entre el Oligoceno y el Mioceno inferior,cuando la deformación en la cuña orogénica migrahacia sus extremos N y S.

14) La interpretación de tres secuencias sedimenta-rias dentro de la serie terciaria de la plataforma hapermitido determinar que las primeras estructurascompresivas en esta zona se forman en el Eocenosuperior, en el sector más cercano a la actual líneade costa. Durante el Oligoceno a Mioceno inferiorel desarrollo de estructuras de compresión se ex-tiende al resto de la plataforma. Los depósitos acu-mulados desde el Mioceno superior fosilizan a to-das las estructuras descritas.

15) Los efectos de la deformación alpina tambiénson evidentes en la sección E-O del orógeno. Haciael O se preserva la estructura cortical varisca, simi-lar a la descrita bajo la Cuenca del Duero, y haciael E se observa la raíz cortical alpina.

AGRADECIMIENT OS

Este trabajo constituye la versión íntegra de la Te-sis Doctoral realizada por el autor, bajo la direc-ción de los Doctores Javier Álvarez Pulgar (Depar-tamento de Geología, Universidad de Oviedo) yJosep Gallart Muset (Instituto de Ciencias de LaTierra “Jaume Almera”, CSIC, Barcelona). Quieroagradecer a la Fundación J. García-Siñeriz (Ma-drid) la concesión del “Premio a la mejor TesisDoctoral en Geofísica pura o aplicada realizada enUniversidades españolas o iberoamericanas” en suVII convocatoria (año 2000). La Tesis Doctoral fue


defendida el día 14 de julio de 2000 ante el tribunalcompuesto por los Doctores: Alberto Marcos Va-llaure (Universidad de Oviedo), Juan Luis AlonsoAlonso (Universidad de Oviedo), Gilbert Boillot(Universidad Pierre et Marie Curie, París), M.ª delCarmen Comas Minondo (Instituto Andaluz deCiencias de la Tierra, CSIC, Granada) y MontserratTorné Escasany (Instituto Jaume Almera, Barcelo-na). Aprovecho para mostrar mi agradecimiento atodas las personas que desde el punto de vista cien-tífico o personal han colaborado para que este tra-

bajo llegara a su fin, en especial a mi familia y aPaloma, por su apoyo incondicional. La Tesis Doc-toral fue financiada por una beca de la CICYT yotra del Plan de Formación del Personal Investiga-dor del Ministerio de Educación y Ciencia, ambasasignadas al proyecto CICYT GEO90-660. El tra-bajo también fue financiado en parte por los pro-yectos CICYT GEO91-1086-C02, DIGICYTPB92-1013 y CICYT AMB98-1012-C02-02. Losperfiles sísmicos comerciales fueron cedidos porREPSOL EXPLORACIÓN.


BIBLIOGRAFÍA

Aguilar, M. R., Ramírez del Pozo, J. y Riba, O.(1971): Algunas precisiones sobre la sedimentación y paleoe-cología del Cretácico inferior en la zona de Utrillas-Villarroyade los Pinares (Teruel). Estudios Geol., XXVII (6): 497-512.

Allen, P. A., Homewood, P. y Williams, G. D. (1986):Foreland basins: an introduction. En: Foreland Basins(P.A.Allen y P. Homewood, Eds.). Inter. Assoc. Sediment., Spec.Pub., 8: 3-12.

Aller, J. (1984): Una hipótesis sobre la estructura geoló-gica profunda causante de la anomalía magnética regional deuna parte del área del manto de Mondoñedo. Brev. Geol. Astu-rica, 28: 4-12.

Aller, J. (1986): La estructura del sector meridional delas unidades del Aramo y Cuenca Carbonífera Central.TesisDoctoral. Serv. Pub. Principado de Asturias, Oviedo, 180 pp.

Aller, J. (1993): Informe de la Campaña Gravimétrica,perfil escicantábrica-1. Informe interno, Dpto Geología, Univ.Oviedo, 14 pp.

Aller, J. (1994): A 2 1/2 D interpretation of the Canta-brian zone magnetic anomaly using geological and geophysi-cal constraints: structural implications. Rev. Soc. Geol.España, 7 (3-4): 327-335.

Aller, J. y GALLASTEGUI, J. (1995): Analysis of kilome-tric-scale superposed folding in the Central Coal basin (Canta-brian zone, NW Spain). Jour. Struct. Geol., 17, (7): 961-969.

Aller, J. y ZEYEN, H. J.(1994): Interpretación en 2 1/2 Dde la anomalía magnética del País Vasco: implicaciones geo-dinámicas. Cuad. Lab. Xeol. Laxe,19: 151-162.

Aller, J., Zeyen, H.J., Pérez-Estaún, A., Pulgar, J.A.y Parés, J.M. (1994): A 2.5 D interpretation of the eastern Ga-licia magnetic anomaly (northwest Spain): geodynamical im-plications. Tectonophysics,237: 201-213.

Alonso, J. L. (1987): Sequences of thrusts and displace-ment transfer in the superposed duplexes of the Esla NappeRegion (Cantabrian Zone, NW Spain). Jour. Struct. Geol., 9:969-983.

Alonso, J. L. y Pulgar, J. A. (1995): La estructura de laZona Cantábrica. En: Geología de Asturias(C. Aramburuy F.Bastida, Eds.). Ediciones Trea, S.L., Gijón: 103-112.

Alonso, J. L., Pulgar, J. A. y García-Ramos, J. C.(1994): Las discordancias sintectónicas del borde norte de laCuenca del Duero: el papel de las variaciones laterales en laestructura. En: Comun. 2º Congr. Grupo Español del Tercia-rio (A. Muñoz, A. Gonzálezy A. Pérez, Eds.), Univ. Zarago-za, Jaca (Huesca): 19-22.

Alonso, J. L., Pulgar, J. A., García-Ramos, J. C. yBarba, P. (1996): Tertiary basins and Alpine tectonics in theCantabrian Mountains (NW Spain). En: Tertiary basins ofSpain: the stratigraphic record of crustal kinematics(P.F.Friendy C.J. Dabrio, Eds.). Cambridge Univ. Press: 214-227.

Alonso, J.L., Aller, J., Bastida, F., Marcos, A., Mar-quínez, J., Pérez-Estaún, A. y Pulgar, J.A. (1991): Me-moria explicativa de la Hoja nº 2 (Avilés) del Mapa Geológicode España a escala 1: 200.000. Primera Edición, ITGE, Ma-drid, 103 pp.

ÁLVAREZ-MARRÓN, J., RUBIO, E. y Torné, M. (1997a):Subduction-related structures in the North Iberian Margin.Jour. Geophys. Res., 102: 22497-22511.

Álvarez-Marrón, J., Pulgar, J. A., Dañobeitia, J. J.,Pérez-Estaún, A. y Gallastegui, J. (1997c): Results fromthe ESCI-N4 marine deep seismic profile in the northern Ibe-rian Margin. Rev. Soc. Geol. España, 8 (4), 1995: 355-364.

Álvarez-Marrón, J., Pérez-Estaún, A., Dañobeitia,J. J., Pulgar, J. A., Martínez Catalán, J. R., Marcos, A.,Bastida, F., Aller, J., Ayarza Arribas, P., Gallart, J.,González-Lodeiro, F., Banda, E., Comas, M.C. y Córdo-ba, D. (1997b): Results from the ESCI-N3.1 and ESCI-N3.2marine deep seismic profiles in the northwestern Galicia Mar-gin. Rev. Soc. Geol. España, 8 (4), 1995: 331-340.

Álvarez-Marrón, J., Pérez-Estaún, A., Dañobeitia,J. J., Pulgar, J. A., Martínez Catalán, J. R., Marcos, A.,Bastida, F., Ayarza Arribas, P., Aller, J., Gallart, J.,González-Lodeiro, F., Banda, E., Comas, M. C. y Córdo-ba, D. (1996): Seismic structure of the northern continentalmargin of Spain from ESCIN deep seismic profiles. Tecto-nophysics, 264: 153-174.

Amiot, M., Floquet, M., Mathey, B., Pascal, A., Rat,P. y Salomon, J. (1982): Evolution de la marge Cantabrique et


de son arriere-pays Iberique au Cretace. Cuad. Geol. Ibérica, 8:37-63.

Aramburu, C. y Bastida, F. (Eds.) (1995): Geología deAsturias. Ediciones Trea, S.L., Gijón, 308 pp.

Arenas, R., Gil-Ibarguchi, J. L., González-Lodeiro,F., Klein, E., Martínez Catalán, J. R., Ortega-Gironés,E., Pablo-Maciá, J. G. y Peinado, M. (1986): Tectonostrati-graphic units in the complex with mafic and related rocks ofthe NW of the Iberian Massif. Hercynica, II: 87-110.

Ardizone, J., Mezcua, J. y Socías, Y. (1989): Mapa ae-romagnético de España peninsular. Inst. Geogr. Nacional,Madrid.

Auffret, G.A., Pastouret, L., Cassat, G., De Char-pal, O., Cravatte, J. y Guennoc, P. (1979): Dredged rocksfrom the armorican and celtic margins. Init. Reports of theDSDP Project 48, Washington (US Government Printing Offi-ce): 995-1013.

Avedik, F., Camus, A. L., Ginsburg, A., Montadert,L., Roberts, D. G. y Whitmarsh, R. B. (1982): A seismic re-fraction and reflexion study of the continent-ocean transitionbeneath the north Biscay margin. Phil. Trans. Roy. Ast. Soc.London., A 305: 5-25.

Ayarza, P. (1995): Procesado, interpretación y modeladodel perfil de reflexión profunda ESCIN-3.3. (Zonas Asturocci-dental-Leonesa y Centro Ibérica). Tesis Doctoral inédita,Univ. Salamanca, 354 pp.

Ayarza, P., Martínez Catalán, J. R., Gallart, J.,Pulgar, J. A. y Dañobeitia, J. J. (1998): Estudio Sísmico dela Corteza Ibérica Norte 3.3: A seismic image of the Variscancrust in the hinterland of the NW Iberian Massif. Tectonics, 18(2): 171-186.

Bacon, M., Gray, F. y Matthews, T. (1969): Crustalstructure studies in the Bay of Biscay. Earth Planet. Sci. Let-ters, 6: 101-105.

Banda, E., Suriñach, E., Aparicio, A., Sierra, J. yRuiz de la Parte, E. (1981): Crust and upper mantle structu-re of the central Iberian Meseta (Spain). Geophys. Jour. Roy.Astr. Soc., 67: 779-789.

Barbier, F., Duvergé, J. y Le Pichon, X. (1986): Struc-ture profunde de la marge nord-Gascogne. Implications sur lemecanisme de rifting et de formation de la marge continentale.Bull. Cent. Rech. Explor. Prod. Elf-Aquit., 10, 1: 105-121.

Barton, P. J. (1986): The relationship between velocityand density in the continental crust - a useful constraint?. Ge-ophys. Jour. Roy. Astr. Soc., 87: 195-208.

Bayer, R., Carozzo, M. T., Lanza, R., Miletto, M. yRey, D. (1989): Gravity modelling along the ECORS-CROPvertical seismic reflection profile through the Western Alps.Tectonophysics, 162: 203-218.

Beaumont, C. y Quinlan, G. (1994): A geodynamic fra-mework for interpreting crustal scale seismic reflectivity pat-terns on compressional orogens. Geophys. Jour. Int., 116:754-783.

Beaumont, C., Fullsack, P. y Hamilton, J. (1994):Styles of crustal deformation in compressional orogens caused

by subduction of the underlying lithosphere. Tectonophysics,232: 119-132.

Beaumont, C., Ellis, S., Hamilton, J. y Fullsack, P.(1996): Mechanical model for subduction-collision tectonicsof Alpine-type compressional orogens. Geology, 24: 675-678.

Beaumont, C., Kamp, P. J. J., Hamilton, J. y Fullsack,P. (1996): The continental collision zone, South Island, NewZealand: Comparison of geodynamical models and observa-tions. Jour. Geophys. Res., 101: 3333-3359.

Birch, F. (1961): The velocity of the compressional wa-ves in rocks to 10 kilobars. Jour. Geophys. Res., 66:2199-2224.

Boillot, G. (1984a): Le Golfe de Gascogne et les Pyréné-es. En: Les Marges actuelles et fossiles autour de la France(G. Boillot, Ed.). Masson, París: 5-81.

Boillot, G. (1984b): Some remarks on the continentalmargins in the Aquitaine and French Pyrenees. Geol. Mag.,35: 407-412.

Boillot, G. y Capdevila, R. (1977): The Pyrenees: sub-duction and collision?. Earth Planet. Sci. Letters, 121 (5):151-160.

Boillot, G. y Malod, J. (1988): The north andnorth-west spanish continental margin: a review. Rev. Soc. Ge-ol. España, 1 (3-4): 295-316.

Boillot, G., Dupeuble, P. A. y Malod, J. (1979): Sub-duction and tectonics on the continental margin off northernSpain. Mar. Geol., 32: 53-70.

Boillot, G., Dupeuble P. A., Hennequin-Marchand,I., Lamboy, M. y Lepretre, J.P. (1973a): Carte géologique duplateau continental nord-espagnol entre le canyon de Capbre-ton et le canyon d’Aviles. Bull. Soc. Géol. France, (7) 15, 3-4:367-391.

Boillot, G., Dupeuble P.A., Hennequin-Marchand,I., Lamboy, M. y Lepretre, J.P. (1973b): La zone nord-pyré-néenne, ses prolongements sur la marge continentale nord-es-pagnole et sa signification structurale. C. R. Acad. Sci. París,277, série D: 2629-2632.

BOILLOT, G., Dupeuble, P. A., Lamboy, M., d’Ozouvi-lle, L. y Sibuet, J. C.: (1971): Structure et histoire géologi-que de la marge continentale au N de l’Espagne. En: Histoirestructurale du Golfe de Gascogne(J. Debysier, X. Le Pichonet M. Montadert, Eds.). Technip, París: V.6.1-V.6.52.

Bois, C. y ECORS Scientific Parties. (1991): Post-oro-genic evolution of the european crust studied from ECORS de-ep seismic profiles. En: Continental lithosphere: Deep seismicreflections(R. Meissner, L. Brown, H.J. Dürbaum, W. Franke,K. Fuchs y F. Seifert, Eds.). Amer. Geophys. Un., Geodyna-mics Series, 22: 59-68.

Bois, C. y Gariel, O. (1994): Deep seismic investigationin the Parentis Basin (Southwestern France). En: Hydrocarbonand petroleum geology of France(A. Mascle, Ed.). Eurp. As-soc. Petrol. Geol., Spec. Pub. 4, Springer-Verlag: 173-186.

Bois, C., Gariel, O. y Pinet, B. (1990): ECORS deepseismic surveys across Paleozoic and Mesozoic basins inFrance and adjacent areas: a review. En: The potential of deep



seismic profiling for hydrocarbon exploration(B. Pinet y C.Bois, Eds.). Technip, París: 381-401.

Bott, M. H. P. (1992): Passive margins and their subsi-dence. Jour. Geol. Soc. (London), 149, 5: 805-812.

Bullard, E. C., Everett, J. E. y Smith, A. G. (1965):The fit of the continents around the Atlantic. En: Symposiumon continental drift(P.M.S. Blackett, E.C. Bullard y S.K. Run-corn, Eds.). Phil. Trans. Roy. Ast. Soc. London, A-258: 41-45.

Byerlee, J. (1978): Friction of rocks. Pure Appl. Ge-ophys., 116: 615-626.

Cabal, J. (1993): Régimen térmico en el Noroeste de laPenínsula Ibérica y sus márgenes continentales: flujo de ca-lor, producción radiogénica de calor y estructura térmica dela litosfera. Tesis Doctoral inédita, Univ. Oviedo, 187 pp.

Capdevila, R. y Vidal, P. (1975): Donnes geochimiqueset radiometriques sur les granulites et charnockites de la margecontinental nord-espagnole (Golfe de Gascogne). 3 Reun. Ann.Soc. de la Terre, Montpellier, p. 89.

Capdevila, R., Lamboy, M. y Leprête, J. P. (1974): Dé-couverte de granulites, de charnockites et de syénites néphéli-niques dans la partie occidental de la marge continentalenord-espagnole. C. R. Acad. Sci. París,278, série D: 17-20.

Capdevila, R., Boillot, G., Lepvrier, C., Malod, J. A.y Mascle, G. (1980): Les formations cristallines du Banc LeDanois (marge nord-iberique). C. R. Acad. Sci. París, 291, sé-rie D: 317-320.

Carballeira, J. (1969): El Cretácico del SE de Cerverade Pisuerga. Brev. Geol. Asturica, 4: 41-45.

Carey, W. S. (1958): The orocline concept in geotectonic.Pap. Proc. Roy. Soc. Tasmania, 89: 255-288.

Casas, A., Kearey, P., Rivero, L. y Adam, C. R. (1997):Gravity anomaly map of the Pyrenean region and comparisonof the deep geological structure of the western and eastern Py-renees. Earth Planet. Sci. Letters, 150: 65-78.

Colmenero, J. R., García-Ramos, J. C., Manjón, M. yVargas Alonso, I. (1982a): Evolución de la sedimentaciónterciaria en el borde N de la Cuenca del Duero entre los vallesdel Torío y Pisuerga (León-Palencia). Temas Geol. Min. Inst.Geol. Min. España, 6: 171-181.

Colmenero, J. R., Vargas Alonso, I., García-Ramos,J. C., Manjón Rubio, M., Gutiérrez Elorza, M., Molina,E., Crespo Zamorano, A. y Matas González, J. (1982b):Memoria explicativa de la Hoja nº 131 (Cistierna) del MapaGeológico de España a escala 1: 50.000 . Seguna Serie MAG-NA, Primera Edición. IGME, Madrid, 95 pp.

Cook, F.A. y Varsek, J. L. (1994): Orogen-scale decolle-ments. Rev. Geophys., 32, 1: 37-60.

Córdoba, D. (1987): Estudio de la litosfera en el noro-este de la Península Ibérica. Desarrollo de un sistema de di-gitalización y procesado de señales sísmicas. Tesis Doctoralinédita, Univ. Complutense, Madrid, 292 pp.

Córdoba, D. y Banda, E. (1988): Estructura de los maci-zos de Cabo Ortegal y Órdenes a partir de datos sísmicos. En:Geología de los granitoides y rocas asociadas del MacizoHespérico(F. Bea, A. Carnicero, J.C. Gonzalo, M. López Pla-

za y M.D. Rodríguez Alonso, Eds.). Editorial Rueda, Madrid:427-437.

Córdoba, D., Banda, E. y Ansorge, J. (1987): TheHercynian crust in northwest Spain: a seismic survey. Tecto-nophysics,132: 321-333.

Córdoba, D., Banda, E. y Ansorge, J. (1988): P-wavevelocity-depth distribution in the Hercynian crust of northwestSpain. Phys. Earth Plant. Interiors, 51: 235-248.

Coward, M.P. (1995): Structural and tectonic setting ofthe Permo-Triassic basins of NW Europe. En: Permian andTriassic rifting in NW Europe(S.A.R. Boldy, Ed.). Geol. Soc.London, Spec. Pub., 91: 7-39.

Coward, M.P. y Dietrich, D. (1991): Alpine tectonics -an overview. En: Alpine tectonics(M.P. Coward, D. Dietrich yR.G. Park, Eds.). Geol. Soc. London, Spec. Pub., 45: 1-29.

Christensen, N.I. (1989): Reflectivity and seismic pro-perties of the deep continental crust. Jour. Geophys. Res., 94:17793-17804.

Christensen, N.I. y Szymanski, D.L. (1988): Origin ofreflections from the Brevard fault zone. Jour. Geophys. Res.,93: 1087-1102.

Choukroune, P. (1976): Structure et évolution tectoniquede la zone nord-pyrénéenne. Analyse de la déformation dansune portion de chaine à schistosité sub-verticale. Mem. Soc.Géol. France, 55 (127), 116 pp.

Choukroune, P. y ECORS Team. (1989): The ECORSPyrenean deep seismic profile reflection data and the overallstructure of an orogenic belt. Tectonics, 8 (1): 23-39.

Daignières, M., Gallart, J., Banda, J. y Hirn, A.(1982): Implications of the seismic structure for the orogenicevolution of the Pyrenees range. Earth Planet. Sci. Letters, 57:88-110.

Daignières, M., Séguret, M., Specht, M. y ECORS Te-am. (1994): The Arzacq-Western Pyrenees ECORS deep seis-mic profile. En: Hydrocarbon and petroleum geology of Fran-ce(A. Mascle, Ed.). Springer: 199-208.

Damotte, B., Debyser, J., Montadert, L. y Delteil,J.R. (1969): Nouvelles données structurales sur le golfe deGascogne obtenues par sismique réflexion “Flexotir”. Rev.Inst. Franç. Pétrol.,t. XXIV (9): 1029-1060.

Davis, D., Suppe, J. y Dahlen, F.A. (1983): Mechnics offold-and-thrust belts and accretionary wedges. Jour. Geophys.Res., 88: 1153-1172.

Decelles, P.G. y Giles, K.A. (1996): Foreland basin sys-tems. Basin Research, 8: 105-123.

Delgado, M. (1990): Informe final del sondeo ElCampillo-1. Informe interno REPSOL EXPLORACIÓN.

Déramond, J., Souquet, P., Fondecave-Wallez, M.J.y Spetch, M. (1993): Relationships between thrust tectonicsand sequence stratigraphy surfaces in foredeeps: model andexamples from the Pyrenees (Cretaceous-Eocene, France,Spain). En: Tectonics and seismic sequence stratigraphy(G.D.Williams y A. Dobb, Eds.). Geol. Soc. London, Spec. Pub.,71: 193-219.



Déramond, J., Graham, R.H., Hossac, J.R., Baby, P. yCrouzet, G. (1985): Nouveau modèle de la chaîne des Pyré-nées. C. R. Acad. Sci. París, 301, 16: 1213-1216.

Derégnaucourt, D. y BOILLOT, G. (1982): Structure Gé-ologique du golfe de Gascogne. Bull. Bur. Rech. Géol. Min., 2,I, (3): 149-178.

Didier, J., Guennoc, P. y Pautot, G. (1977): Granodio-rites, granulites et charnockites de l’Eperon de Goban (margearmoricaine) au contact du domaine océanique. C. R. Acad.Sci. París, (D), 284: 713-716.

Dix, C.H. (1955): Seismic velocities from surface measu-rements. Geophysics, 20: 68-86.

ECORS Pyrenees Team. (1988): The ECORS deep re-flection seismic survey across the Pyrenees. Nature, 331:508-511.

Ellis, S. (1996): Forces driving continental collision: Re-conciling indentation and mantle subduction tectonics. Geo-logy, 24: 699-702.

Elston, W.E. (1984): Subduction of young oceanic lit-hosphere and extensional orogeny in southwestern north Ame-rica during mid-Tertiary time. Tectonics, 3: 229-250.

Escher, A. y Beaumont, C. (1997): Formation, burialand exhumation of basement nappes at crustal scale: a geome-tric model based on the Western Swiss-Italian Alps. Jour.Struct. Geol.19, (7): 955-974.

Espina, R.G. (1997): La estructura y evolución tectonoes-tratigráfica del borde occidental de la Cuenca Vasco-Cantá-brica (Cordillera Cantábrica, NO de España). Tesis Doctoralinédita, Univ. Oviedo, 230 pp.

Espina, R.G., Alonso, J.L. y Pulgar, J.A. (1996):Growth and propagation of buckle folds determined from syn-tectonic sediments (the Ubierna Fold Belt, Cantabrian Moun-tains, N Spain). Jour. Struct. Geol., 18: 431-441.

Evers, H.J. (1967): Geology of the Leonides between theBernesga and the Porma rivers. Cantabrian Mountains, NWSpain. Leidse Geol. Meded., 41: 83-151.

Fagin, S.W. (1991): Seismic modeling of geologic structu-res: applications to exploration problems. Geophys. Dev. Se-ries, Vol. 2. Soc. Explor. Geophysic. Tulsa, USA, 269 pp.

Farias, P. y Heredia, N. (1994): Geometría y cinemáticade los dúplex de Pambuches (Unidad de Picos de Europa, Zo-na Cantábrica, NO de España). Rev. Soc. Geol. España, 7 (1-2): 113-120.

Farias, P., Gallastegui, G., González-Lodeiro, F.,Marquínez, J., Martín-Parra, L.M., Martínez Catalán,J.R., Pablo-Maciá, J.G. y Rodríguez-Fernández, L.R.(1987): Aportaciones al conocimiento de la litoestratigrafía yestructura de Galicia Central. Ann. Fac. Cienc. Univ. Porto, 1:411-431.

Fernández-Viejo, G. (1997): Estructura cortical de laCordillera Cantábrica y su transición a la Cuenca del Dueroa partir de datos de sísmica de refracción/reflexión de granángulo. Tesis Doctoral inédita, Univ. Barcelona, 309 pp.

Fernández-Viejo, G., Gallart, J., Pulgar, J.A., Da-ñobeitia, J.J. y Córdoba, D. (2000): Seismic signature of

Variscan and Alpine tectonics in NW Iberia: Crustal structureof the Cantabrian Mountains and Duero Basin. Jour. Geophys.Res., 105: 3001-3018.

Fernández-Viejo, G., Gallart, J., Pulgar, J.A., Ga-llastegui, J., Dañobeitia, J.J. y Córdoba, D. (1998): Crus-tal transition between continental and oceanic domains alongthe North Iberian margin from wide angle seismic and gravitydata. Geophys. Res. Letters, 25 (23): 4249-4252.

Ferrús, B. (1998): Análisis de cuenca y relaciones tectóni-ca-sedimentación en la Cuenca de As Pontes (Galicia). TesisDoctoral inédita, Univ. Barcelona, 365 pp.

Floquet, M. (1991): La plataforme Nord-Castillane auCretace Superieur (Espagne). Arrière-pays ibérique de lamarge passive basco-cantabrique. Sedimentation et Vie. Mem.Geol. L’Univ. Dijon 14. Cent. Sci. de la Terre, 925 pp.

Fountain, D.M., Hurich, C.A. y Smithson, S.B. (1984):Seismic reflectivity of mylonite zones in the crust. Geology,12: 195-198.

Frei, W., Heitzmann, P., Lehner, P., Mueller, S., Oli-vier, R., Pfiffner, O.A., Steck, A. y Valasek, P. (1989):Geotraverses across the Swiss Alps. Nature, 340: 544-548.

Galdeano, A., Moreau, M., Pozzi, J.P., Berthou, P.Y.y Malod, J. (1989): New paleomagnetic results from Cretace-ous sediments near Lisboa (Portugal) and implications for therotation of Iberia. Earth Planet. Sci. Letters, 92: 95-106.

Gallart, J., Banda, E. y Daignières, M. (1981): Crus-tal structure of the Palaeozoic Axial Zone of the Pyrenees andtransition to the North Pyrenean Zone. Ann. Geophys., 37 (3):457-480.

Gallart, J., Fernández-Viejo, G., Díaz, J., Vidal. N.y Pulgar, J.A. (1997): Deep structure of the transition betwe-en the Cantabrian Mountains and the North Iberian Marginfrom wide angle ESCIN-N data. Rev. Soc. Geol. España, 8(4), 1995: 365-382.

Gallastegui, G., Aramburu, C., Barba, P., Fernán-dez, L.P. y Cuesta, A. (1992): Vulcanismo del PaleozoicoInferior en la Zona Cantábrica (NO de España). En: Paleozoi-co Inferior de Ibero-América(J.G. Gutiérrez Marco, J. Saave-dra e I. Rábano, Eds.). Univ. Extremadura: 435-452.

Gallastegui, J., Pulgar, J.A. y Álvarez-Marrón, J.(1997): 2-D seismic modeling of the Variscan foreland thrustand fold belt in NW Spain from ESCIN-1 deep seismic reflec-tion data. Tectonophysics, 269: 21-32.

Garcia-Mondéjar, J. (1989): Strike-Slip subsidence ofthe Basque-Cantabrian Basin of Northern Spain and its rela-tionship to Aptian-Albian opening of Bay of Biscay. En: Ex-tensional tectonics and stratigraphy of the North Atlantic mar-gins (A.J. Tankard y H.R. Balkwill, Eds.). AAPG Mem., 46:395-409.

García-Ramos, J.C. y Gutiérrez-Claverol, M. (1995):La cobertera Mesozoico-Terciaria. En: Geología de Asturias(C. Aramburu y F. Bastida, Eds.). Ediciones Trea, S.L., Gijón:81-94.

González Buelga, M.T. (1995): Caracterización geo-mecánica y valoración geotécnica de materiales rocosos delPaleozoico Inferior en la cuenca alta del río Bernesga (León,NO España). Tesis Doctoral inédita, Univ. Oviedo, 462 pp.



González Regueral, J. y Gómez de Llarena, J.(1926): Hallazgo de restos fósiles de un mamífero terciario enOviedo. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat., 23: 399-406.

Grandjean, G. (1994): Étude des structures crustalesdans une portion de chaine et de leur relation avec les bassinssédimentaires. Application aux Pyrénées Occidentales. Bull.Cent. Rech. Explor. Prod. Elf-Aquit., 18, 2: 391-420.

Grimaud, S., Boillot, B., Collette, B.J., Mauffret,A., Miles, P.R. y Roberts, D.B. (1982): Western extension ofthe Iberian-European plate boundary during the Early Cenozoic(Pyrenean) convergence: a new model. Mar. Geol., 45: 63-77.

Groshong, R.H.Jr. (1988): Low-temperature deformationmechanisms and their interpretation. Geol. Soc. Amer. Bull.,100: 1329-1360.

Grow, J.A. y Bowin, C. (1975): Evidence for high den-sity crust and mantle beneath the Chile trench due to descen-ding lithosphere. Jour. Geophys. Res., 80: 1449-1458.

Gutiérrez-Alonso, G. (1997): Structure of theInternal-External Transition Zone in the Northern IberianMassif: implications for the interpretation of deep crustal seis-mic profiles. Rev. Soc. Geol. España, 8 (4), 1995: 321-330.

Gutiérrez-Claverol, M. y Luque Cabal, C. (1993):Recursos del subsuelo de Asturias. Serv. Pub. Univ. Oviedo,392 pp.

Gutiérrez-Claverol, M., Rodríguez-Bouzo, L., Sán-chez-Fernández, B. y Torres-Alonso, M. (1994): Rela-tionship between joint density and P-wave velocity in rockunits of the Cantabrian Zone (NW Spain). En: Proc. 7th Int.Congr. Int. Assoc. Eng. Geol. (R. Oliveira, L.F. Rodrigues,A.G. Coelho y A.P. Cunha, Eds.). Lisboa, 1994, Vol. 2:787-795.

Hale, L.D. y Thompson, G.A. (1982): The seismic reflec-tion character of the continental Mohorovicic discontinuity.Jour. Geophys. Res., 87: 4525-4635.

Hammer, P.C.T. y Clowes, R.M. (1997): Moho reflecti-vity patterns - a comparison of Canadian LITHOPROBE tran-sects. Tectonophysics, 269: 179-198.

Harjes, H.P., Bram, K., Dürbaum, H.J., Gebrande, H.,Hirschmann, G., Janik, M., Klöckner, M., Lüschen, E.,Rabbel. W., Simon, M., Thomas, R., Torman, J. y Wenzel,F. (1997): Origin and nature of crustal reflections: results fromintegrated seismic measurements at the KTB superdeep dri-lling site. Jour. Geophys. Res., 102: 18267-18288.

Heitzmann, P., Frei, W., Lehner, P. y Valasek, P.(1991): Crustal indentation in the Alps - an overview of reflec-tion seismic profiling in Switzerland. En: Continental Lithosp-here: Deep Seismic Reflections(R. Meissner, L. Brown, H.J.Dürbaum, W. Franke, K. Fuchs y F. Seifert, Eds.). Amer. Ge-ophys. Un., Geodynamics Series, 22: 161-176.

Hines, F.M. (1985): Sedimentation and tectonics inNorth-West Santander. En: 6th Europ. Reg. Mtg., excursionguidebook. (M.D. Milá y J. Rosell, Eds.). Inst. d’Estudis Iler-dencs.

Hirn, A., Daignières, M., Gallart, J. y Vadell, M.(1980): Explosion seismic sounding the thousand dips in thecontinental Moho. Geophys. Res. Letters, 7: 263-266.

Holbropk, W.S., Mooney, W.D. y Christensen, N.I.(1992): The seismic velocity structure of the deep continentalcrust. En: Continental Lower Crust(D.M. Fountain, R. Arcu-lus y R.W. Kay, Eds.). Dev. Geotectonics, 23. Elsevier Sci.,New york: 1-43.

Holliger, K. y Levander, A. (1994): Lower crustal re-flectivity modeled by rheological controls on mafic intrusions.Geology, 22: 367-370.

Ingersoll, R.V. y Busby, C.J. (1995): Tectonics of sedi-mentary basins. En: Tectonics of sedimentary basins(C.J.Busby y R.V. Ingersoll, Eds.). Blackwell Sci.: 1-52.

Jordan, T., Isacks, B., Allmendinger, R., Brewer, J.,Ramos, V. y Ando, C. (1983): Andean tectonics related to ge-ometry of subducted Nazca plate. Geol. Soc. Amer. Bull., 94:341-361.

Juhlin, C. (1990): Interpretation of the reflections in theSiljan Ring area based on results from the Gravberg-1 boreho-le. Tectonophysics, 173: 345-360.

Julivert, M. (1967): La ventana del río Monasterio y laterminación meridional del Manto del Ponga. Trabajos Geol.Univ. Oviedo, 1: 59-76.

Julivert, M. (1971): Decollement tectonics in the Hercy-nian Cordillera of NW Spain. Amer. Jour. Sci., 270, (1): 1-29.

Julivert, M. y Marcos, A. (1973): Superimposed fol-ding under flexural conditions in the Cantabrian zone (Hercy-nian Cordillera, NW Spain). Amer. Jour. Sci., 273: 353-375.

Julivert, M. y Truyols, J. (1969): Sobre la naturalezadel contacto Cretáceo-Terciario en la zona urbana de Oviedo.Brev. Geol. Asturica, año XIII, 2: 17-24.

Julivert, M., Truyols, J. y García-Alcalde, J. (1981):Memoria explicativa de la Hoja nº 3 (Oviedo) del Mapa Geo-lógico de España a escala 1: 200.000. Primera Edición.IGME,Madrid, 39 pp.

Julivert, M., Fontboté, J.M., Ribeiro, A. y Conde, L.(1972): Mapa Tectónico de la Península Ibérica y Baleares, E.1: 1.000.000. Inst. Geol. Min. España, 113 pp.

Keary, P. y Brooks, M. (1991): An introduction to ge-ophysical exploration (2nd Edition). Blackwell Scient. Pub.,254 pp.

Koopmans, B.N. (1962): The sedimentary and structuralhistory of the Valsurvio dome, Cantabrian Mountains, Spain.Leidse Geol. Meded., 26: 121-232.

Lalaut, P., Sibuet, J.C. y Williams, C. (1981): Presen-tation d’une carte gravimétrique de l’Atlantique nord-est. C. R.Acad. Sci. París, D (292): 597-600.

Lallemand, S. y Sibuet, J.C. (1986): Tectonic implica-tions of canyon directions over the northeast Atlantic conti-nental margin. Tectonics, 5: 1125-1143.

Lallemand, S., Mazé, J.P., Monti, S. y Sibuet, J.C.(1985): Carte bathymetrique de l’Atlantique nord-est, scale1/2.400.00. Ifremer.

Lamboy, M. y Dupeuble, P.A. (1975): Carte géologiquedu plateau continental nord-espagnol entre le canyon Avilés etla frontière portugaise.Bull. Soc. Géol. France, (7) 12, 4:442-461.



Lanaja, J.M. (1987): Contribución de la exploración pe-trolífera al conocimiento de la geología de España. ITGE,Madrid, 465 pp.

Larson, K.M., Freymueller, J.T. y Philipsen, S.(1997): Global plate velocities from the Global PositioningSystem. Jour. Geophys. Res., 102: 9961-9981.

Laughton, A.S. y Berggren, W.A. (1971): Deep seadrilling in the Bay of Biscay (DSDP Leg XII). En: Histoirestructurale du Golfe de Gascogne(J. Debysier, X. Le Pichon yM. Montadert, Eds.). Technip, París: VI.1.1-VI.1.4.

Laughton, A.S., Berggren, W.A y Otros. (1972): Ini-tial reports of the Deep Sea Drilling Project, v. XII. Washing-ton D.C., U.S. Govt. Printing Office, site 118 and 119.

Le Pichon, X. y Sibuet, J.C. (1971): Western extensionof the boundary between European and Iberian plates duringthe Pyrenean orogeny. Earth Planet. Sci. Letters, 12: 83-88.

Le Pichon, X., Bonnin, J.C., Francheteau, J. y Si-buet, J.C. (1971): Une hypothèse d’évolution tectonique duGolfe de Gascogne. En: Histoire structurale du Golfe de Gas-cogne(J. Debysier, X. Le Pichon y M. Montadert, Eds.).Technip, París: VI.11.1-VI.11.44.

Limond, W.Q., Gray, F., Grau, G. y Patriat, Ph.(1974): A seismic study in the Bay of Biscay. Earth Planet.Sci. Letters, 23: 357-368.

Lobato, L. (1977): Geología de los valles altos de los ríosEsla, Yuso, Carrión y Deva. Inst. Fray Bernardino de Saha-gún. Dipt. de León (C.S.I.C.), 200 pp.

López Olmedo, F., Enrile Alvir, A. y Cabra Gil, P.(en prensa): Memoria explicativa de la Hoja nº 133 (Prádanosde Ojeda) del Mapa Geológico Nacional a escala 1: 50.000.Segunda Serie MAGNA, Primera Edición. ITGE, Madrid.

Lotze, F. (1945): Zur Gliederung der Varisziden der Ibe-rischen Meseta. Geotekt. Forsch., 6: 78-92.

Ludwig, J.W., Nafe, J.E. y Drake, C.L. (1970): Seismicrefraction. En: The Sea(A.E. Maxwell, Ed.), vol. 4. Wiley(New York): 53-84.

Mabesoone, J.M. (1959): Tertiary and Quaternary sedi-mentation in part of the Duero Basin (Palencia, Spain). LeidseGeol. Meded., 24: 31-180.

Malod, J.A. y Boillot, G. (1980): Campagne Cyada-nois, 9-22 juillet 1979. Résultats des campagnes à la mer, Nº20, CNEXO, París, 79 pp.

Malod, J.A. y Mauffret, A. (1990): Iberian plate mo-tions during the Mesozoic. Tectonophysics, 184: 261-278.

Malod, J.A., Boillot, G., Capdevila, R., Dupeuble,P.A., Lepvrier, C., Mascle, G., Muller, C. yTaugordeau-Lantz, J. (1982): Subduction and tectonics onthe continental margin off northern Spain: observations withthe submersible Cyanna. En: Trench-fore arc geology(J.K.Legget, Ed.). Geol. Soc. London, Spec. Pub., 10: 309-315.

Marcos, A. y Pulgar, J.A. (1982): An approach to theTectonostratigraphic evolution of the Cantabrian Foreland th-rust and fold belt, Hercynian Cordillera of NW Spain. N. J.Geol. Paläontol. Abh., 163, (2): 256-260.

Marín, J.A. (1997): Estructura del Domo de Valsurbio yborde suroriental de la región del Pisuerga-Carrión (Zona

Cantábrica, NO de España). Tesis Doctoral inédita, Univ.Oviedo, 181 pp.

Marín, J.A., Pulgar, J.A. y Alonso, J.L. (1995): La de-formación alpina en el Domo de Valsurvio (Zona Cantábrica,NO de España). Rev. Soc. Geol. España, 8 (1-2), 1997:111-116.

Martínez Catalán, J.R., Ayarza Arribas, P., Pulgar,J.A., Pérez-Estaún, A., Gallart, J., Marcos, A., Bastida,F., Álvarez-Marrón, J., González-Lodeiro, F., Aller, J.,Dañobeitia, J.J., Banda, E., Córdoba, D. y Comas, M.C.(1997): Results from the ESCI-N3.3 marine deep seismic pro-file along the Cantabrian continental margin. Rev. Soc. Geol.España, 8 (4), 1995: 341-354.

Martínez García, E. (1981): El Paleozoico de la ZonaCantábrica oriental (Noroeste de España). Trabajos Geol.Univ. Oviedo, 11: 95-127.

Martínez García, E. (1982): El Pérmico de la regiónCantábrica. En: Carbonífero y Pérmico de España(MARTÍ-NEZ DÍAZ, Ed.). Inst. Geol. Min. España, 391-402 pp.

Martínez García, E. (1991): Hercynian syn-orogenicand post-orogenic successions in the Cantabrian and PalentianZones (NW Spain). Comparison with other western europeanoccurrences. Giorn. Geol., 53 (1): 209-228.

Matte, Ph. (1991): Accretionary history and crustal evo-lution of the Variscan belt in Western Europe. Tectonophysics,196: 309-337.

McClay, K.R. (1989): Analogue models of inversion tec-tonics. En: Inversion tectonics(M.A. Cooper y G.D.Williams,Eds.). Geol. Soc. London, Spec. Pub., 44: 41-59.

Meissner, R. (1967): Exploring deep interfaces by seis-mic wide angle measurements. Geophys. Prospect., XIII (3):433-459.

Meissner, R. (1986): The continental crust. InternationalGeophysical Series. Vol. 34. Academic Press (London), 426pp.

Meissner, R. (1989): Rupture, creep, lamellae and croco-diles: happenings in the continental crust. Terra Nova, 1:17-28.

Mitchum, R.M., Jr. y Vail, P.R. (1977): Seismic strati-graphy and global changes of sea-level, part 7: stratigraphicinterpretation of seismic reflection patterns in depositional se-quences. En: Seismic stratigraphy-Applications to hydrocar-bon exploration(C.E. Payton, Ed.). A.A.P.G. Mem., Tulsa,26: 135-144.

Montadert, L. y Winnock, E. (1971): L’histoire struc-turale du Golfe de Gascogne. En: Histoire structurale du Gol-fe de Gascogne(J. Debysier, X. Le Pichon y M. Montadert,Eds.). Technip, París: VI.16.1-VI.16.18.

Montadert, L., Winnock, E., Delteil, J.R. y Grau, G.(1974): Continental margin of Galicia, Portugal and Bay ofBiscay. En: The Geology of continental margins(C.A. Burk yC.L. Drake, Eds.). Springer-Verlag: 323-342.

Montadert, L., Damotte, B., Fail, J.P., Delteil, J.R. yValéry, P. (1971a): Structure géologique de la plaine abyssa-



le du Golfe de Gascogne. En: Histoire structurale du Golfe deGascogne(J. Debysier, X. Le Pichon y M. Montadert, Eds.).Technip, París: VI.14.1-VI.14.42.

Montadert, L., Damotte, B., Fail, J.P., Delteil, J.R. yValéry, P. (1971b): Structure géologique de la marge conti-nentale asturienne et cantabrique (Espagne du nord). En: His-toire structurale du Golfe de Gascogne(J. Debysier, X. Le Pi-chon y M. Montadert, Eds.). Technip, París: V.7.1-V.7.16.

Montadert, L., De Charpal, O., Robert, D., Guen-noc, G. y Sibuet, J.C. (1979): Northeast Atlantic passive con-tinental margin: rifting and subsidence processes. En: Deepdrilling results in the Atlantic Ocean Continental margin andpaleoenvironment(M. Talwani, W. Hay y W.B.H. Ryan,Eds.). Amer. Geophys. Un., Washington: 154-186.

Mooney, W.D. y Meissner, R. (1992): Multi-generic ori-gin of crustal reflectivity: A review of seismic reflection profi-ling of the continental lower crust and Moho. En: ContinentalLower Crust(D.M. Fountain, R. Arculus y R.W. Kay, Eds.).Dev. Geotectonics, 23. Elsevier Sci., New york: 45-80.

Moores, E.M. y Twiss, R.J. (1995): Tectonics. W.H. Fre-eman & Company, New York, 415 pp.

Mueller, S. (1990): Intracrustal detachment and wedgingalong a detailed cross section in central Europe. En: ExposedCross-Sections of the Continental Crust(M.H. Salisbury yD.M. Fountain, Eds.). Kluwer Academic Publishers: 623-643..

Muñoz, J.A. (1992): Evolution of a continental collisionbelt: ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section. En: Th-rust Tectonics(K. McClay, Ed.). Chapman & Hall, London:235-246.

Nafe, J.E. y Drake, C.L. (1957): Variation with depth inshallow and deep water marine sediments of porosity, densityand velocities of compressional and shear waves. Geophysics,22: 523-552.

Olivet, J.L. (1978): Nouveau modèle d’évolution de l’A-tlantique nord et central. Tesis Doctoral, Univ. París, 234 pp.

Olivet, J.L. (1996): La cinématique de la Plaque Ibéri-que. Bull. Cent. Rech. Explor. Prod. Elf-Aquit., 20, 1:131-195.

Oncken, O. (1998): Orogenic mass transfer and reflectionseismic patterns-evidence from DEKORP setions across theEuropena Variscides (central Germany). Tectonophysics, 286:47-61.

Ord, A. y Hobbs, B.E. (1989): The strenght of the conti-nental crust, detachment zones and the development of plasticinstabilities. Tectonophysics, 159: 268-289.

Pautot, G., Renard, V., De Charpal, O., Auffret,G.A. y Pastouret, L. (1976): A granite cliff deep on theNorth Atlantic. Nature, 263: 669-672.

Pérez-Estaún, A. (1995): Evolución geológica de Astu-rias en el contexto de la tectónica global. En: Geología de As-turias (C. Aramburu y F. Bastida, Eds.). Ediciones Trea, S.L.,Gijón: 153-162.

Pérez-Estaún, A. y Bastida, F. (1990): Cantabrian Zo-ne. En: Pre-Meozoic geology of Iberia(R.D. Dallmeyer y E.Martínez García, Eds.). Springer-Verlag, Berlin: 55-69.

Pérez-Estaún, A., Álvarez-Marrón, J. y Pulgar, J.A.(1997): Crustal structure of the Cantabrian Zone: seismic ima-ge of a Variscan foreland thrust and fold belt (NW Spain).Rev. Soc. Geol. España, 8 (4), 1995: 307-320.

Pérez-Estaún, A., Martínez Catalán, J.R. y Bastida,F. (1991): Crustal thickening and deformation sequence in thefootwall to the suture of the Variscan belt of northwest Spain.En: Deformation and plate tectonics(A. Pérez-Estaún y M.P.Coward, Eds.). Tectonophysics, 191: 243-253.

Pérez-Estaún, A., Bastida, F., Alonso, J.L., Marquí-nez, J., Aller, J., Álvarez-Marrón, J., Marcos, A. y Pul-gar, J.A. (1988): A thin-skinned tectonics model for an arcuatefold and thrust belt: the Cantabrian Zone (Variscan Ibero-Ar-morican Arc). Tectonics, 7, 3: 517-537.

Pérez-Estaún, A., Pulgar, J.A., Banda, E.,Álvarez-Marrón, J. y ESCI-N Research Group. (1994):Crustal structure of the external variscides in northwest Spainfrom deep seismic reflection profiling. Tectonophysics, 232:91-118.

Pfiffner, O.A., Levato, L. y Valasek, P. (1991): Crus-tal reflections from the Alpine orogen: Results from deep seis-mic profiling. En: Continental Lithosphere: Deep Seismic Re-flections(R. Meissner, L. Brown, H.J. Dürbaum, W. Franke,K. Fuchs y F. Seifert, Eds.). Amer. Geophys. Un., Geodyna-mics Series, 22: 185-193

Pfiffner, O.A., Frei, W., Valasek, P., Stäuble, M.,Levato, L., DuBois, L., Schmid, S.M. y Smithson, S.B.(1990): Crustal shortening in the Alpine orogen: results fromdeep seismic reflection profiling in the eastern Swiss Alps, li-ne NFP 20-East. Tectonics, 9, 6: 1327-1355.

Pinet, B., Montadert, L. y ECORS Scientific Party(1987): Deep seismic reflection and refraction profiling alongthe Aquitaine shelf (Bay of Biscay). Geophys. Jour. Roy. Astr.Soc., 89: 305-312.

Platt, J.P. (1986): Dynamics odf orogenic wedges andthe uplift of high-pressure metamorphic rocks. Geol. Soc.Amer. Bull., 97: 1037-1053.

Portero García, J.M., del Olmo Zamora, P., Ramírezdel Pozo, J. y Vargas Alonso, I. (1982): Síntesis del Ter-ciario continental de la Cuenca del Duero. 1ª Reunión sobre laGeología de la Cuenca del Duero, Salamanca, 1979. TemasGeol. Min. Inst. Geol. Min. España, VI: 11-37.

Postaire, B. (1983): Systematique Pb commun et U-Pbsur zircons. Applications aux roches de haut grade métamorp-hique impliquées dans la chaîne hercynienne (Europe delÓuest) et aux granulites de Laponie (Finlande). Bull. Soc. Gé-ol. Min. Bretagne, 15, 1: 29-72.

Pous, J., Muñoz, J.A., Ledo, J.J. y Liesa, M. (1995):Partial melting of subducted continental lower crust in the Py-renees. Jour. Geol. Soc. (London), 152: 217-220.

Pous, J., Queralt, P., Marcuello, A. y Ledo, J. (1998):Magnetotelluric studies in the Iberian Peninsula. Libro de re-

súmenes del “8th Inter. Symp. on deep seismic profiling of thecontinents and their margins”, Platja d’Aro (Barcelona, Espa-ña), p. 47.



Puigdefabregas, C. y Souquet, P. (1986): Tectosedi-mentary cycles and depositional sequences of the Mesozoicand Tertiary from the Pyrenees. Tectonophysics, 129:173-203.

Pulgar, J.A. (1999): Estructura cortical y evolución tec-tónica Alpina de la cordillera y margen continental cantábri-cos. Trabajo de Investigación (Inédito), Dpto. Geología, Univ.Oviedo, 81 pp.

Pulgar, J.A., Alonso, J.L., Espina, R.G. y Marín, J.A.(1999): La deformación alpina en el basamento varisco de laZona Cantábrica. Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 21: 283-294.

Pulgar, J.A., Gallart, J., Fernández-Viejo, G. y Pe-dreira, D. (1998): Variscan and Alpine seismic signatures onthe Northern Iberian Península. Libro de resúmenes del “8th

Inter. Symp. on deep seismic profiling of the continents andtheir margins”, Platja d’Aro (Barcelona, España), p. 113.

Pulgar, J.A., Gallart, J., Fernández-Viejo, G.,Pérez-Estaún, A., Álvarez-Marrón, J. y ESCIN Group.(1996): Seismic image of the Cantabrian Mountains in thewestern extension of the Pyrenees from integrated ESCIN re-flection and refraction data. Tectonophysics, 264: 1-19.

Pulgar, J.A., Pérez-Estaún, A., Gallart, J.,Álvarez-Marrón, J., Gallastegui, J., Alonso, J.L. y ES-CIN Group. (1997): The ESCIN-2 deep seismic reflectionprofile: a traverse across the Cantabrian Mountains and adja-cent Duero Basin. Rev. Soc. Geol. España, 8 (4), 1995:383-394.

Quinlan, G., Beaumont, C. y Hall, J. (1993): Tectonicmodel for crustal seismic reflectivity patterns in compressionalorogens. Geology, 21: 663-666.

Redondo, T., Gallastegui, J. y Pulgar, J.A. (1995):Estudio de la geología del subsuelo en el NO de la Cuenca delDuero. Fondo documental, ITGE de España, Madrid, 70 pp.

Roberts, D.G. y Montadert, L. (1980): Contrasts in thestructure of passive margins of the Bay of Biscay and RockallPlateau. Phil. Trans. Roy. Ast. Soc. London, 294: 97-103.

Robinson, E.S. y Çoruh, C. (1988): Basic explorationgeophysics. John Wiley & Sons., 562 pp.

Rodríguez Fernández, L.R. (1994): La estratigrafía delPaleozoico y la estructura de la región de Fuentes Carrionasy áreas adyacentes (Cordillera Herciniana, NO de España).Serie Nova Terra, 9, Lab. Xeol. Laxe, O Castro, A Coruña,240 pp.

Rodríguez Fernández, L.R., Heredia, N., Lobato, L.y Velando, F. (1985): Memoria explicativa de la Hoja nº 106(16-7) (Camporredondo de Alba) del Mapa Geológico de Es-paña a escala 1: 50.000. Segunda Serie MAGNA, PrimeraEdición. IGME, Madrid, 98 pp.

Rodríguez Fernández, L.R., Barba, P., Heredia, N.,Suárez, A., Nozal, F. y Gallastegui, G. (1994): Memoriaexplicativa del Mapa Geológico de la provincia de León E. 1:200.000. ITGE, Madrid, 166 pp.

Roest, W.R. y Srivastava, S.P. (1991): Kinematics ofthe plate boundaries between Eurasia, Iberia, and Africa in theNorth Atlantic from the Late Cretaceous to the present. Geo-logy, 19: 613-616.

Roure, F., Choukroune, P., Berastegui, X., Muñoz,J.A., Villien, A., Matheron, P., Bareyt, M., Seguret, M.,Camara, P. y Déramond, J. (1989): ECORS deep seismic da-ta and balanced cross-sections: geometric constraints to tracethe evolution of the Pyrenees. Tectonics, 8: 41-50.

Rudnick, R.L. y Fountain, D.M. (1995): Nature andcomposition of the continental crust: a lower crustal perspecti-ve. Rev. Geophys., 33, 3: 267-309.

Sánchez Ferré, F. (1991): Evolución estructuralpost-kimmerica de la plataforma continental Vasco-Cantábri-ca. Tesis Doctoral Inédita, Esc. Téc. Sup. Ing. Minas, Univ.Politécnica Madrid, 174 pp.

Sandmeier, K.J., Waelde, W. y Wenzel, F. (1987):Physical properties and structure of the lower crust revealedby one- and two-dimensional modelling. Geophys. Jour. Roy.Astr. Soc., 89: 339-344.

Sandwell, D.T. y Smith, W.H.F. (1997): Marine gravityanomalies from GEOSAT and ERS-I altimetry. Jour. Ge-ophys. Res., 102: 10039-10054.

Santiesteban, J.I., Mediavilla, R., Martín-Serrano,A. y Dabrio, C.J. (1996): The Duero Basin: a general over-view. En: Tertiary basins of Spain: the stratigraphic record ofcrustal kinematics(P.F. Friend y C.J. Dabrio, Eds.). Cambrid-ge Univ. Press: 183-187.

Sanz Núñez, A.C. y Otros. (1991): Geofísica. Atlas Na-cional de España, sección 2, grupo 8. Inst. Geogr. Nacional,20 pp.

Schmid, S.M., Pfiffner, O.A., Froitzheim, N., Schoen-born, G. y Kissling, E. (1996): Geophysical-geological tran-sect and tectonic evolution of the Swiss-Italian Alps.Tectonics: 1036-1064.

Schoeffler, J. (1965): Une hypothèse sur la tectogenèsede la chaine Pyrénéenne et de ses abords. Bull. Soc. Géol.France, 7, 7: 917-920.

Schulz, G. (1858): Descripción geológica de la provin-cia de Oviedo. Impr. y Libr. de José González, Madrid, 138pp.

Seguret, M. y Daignières, M. (1986): Crustal scale ba-lanced cross-sections of the Pynerees, discussion. Tectonophy-sics, 129: 303-318.

Shankland, T.J. y Chung, D.H. (1974): Phys. EarthPlant. Interiors, 8: 121-129.

Sibuet, J.C. (1989): Paleoconstraints during rifting of thenortheast Atlantic passive margins. Jour. Geophys. Res.94:7265-7277.

Sibuet, J.C. y Collette, B.J. (1991): Triple junctions ofBay of Biscay and North Atlantic: New constraints on the ki-nematic evolution. Geology, 19: 522-525.

Sibuet, J.C. y Collette, B.J. (1993): Quantification del’extension lièe a la phase pyrénéenne et géométrie de la fron-tière de plaques dans la partie ouest du golfe de Gascogne. C.R. Acad. Sci. París. t. 317, Serie II: 1207-1214.

Sibuet, J.C. y Le Pichon, X. (1971): Structure gravimé-trique du Golfe de Gascogne et le fossé marginal nord-espag-nol. En: Histoire structurale du Golfe de Gascogne(J. Deby-



sier, X. Le Pichon y M. Montadert, Eds.). Technip, París:VI.9.1-VI.9.18.

Sibuet, J.C., Pautot, G. y Le Pichon, X. (1971): Inter-prétation structurale du Golfe de Gascogne à partir des profilsde sismique. En: Histoire structurale du Golfe de Gascogne(J.Debysier, X. Le Pichon y M. Montadert, Eds.). Technip, París:VI.10.1-VI.10.32.

Sibuet, J.C., Ryan, W.B.F., Arthur, M. y 16 Autoresmás. (1980): Deep drilling results of Leg 47b (Galicia Bankarea) in the framework of the early evolution of the NorthAtlantic Ocean. Phil. Trans. Roy. Ast. Soc. London, A 294:51-61.

Smithson, S.B., Brewer, J.A., Kaufman, S., Oliver,J.E. y Hurich, C.A. (1979):Structure of the Laramide WindRiver Uplift, Wyoming, from COCORP deep reflection dataand from gravity data. Jour. Geophys. Res., 84: 5955-5972.

Soler, D., Teixell, A. y García-Sansegundo, J.(1998): Amortissement lateral du chevauchement de Gavarnieet sa relation avec les unités sud-pirénéennes. C. R. Acad. Sci.París, 327: 699-704.

Soler, R., López Vilches, J. y Riaza, C. (1981): Petro-leum geology of the Bay of Biscay. En: Petroleum geology ofthe Continental Shelf of North-West Europe(L.V. Illing yG.D. Hobson, Eds.). The Inst. of Petrol., London: 474-482.

Souquet, P., Peybernes, B., Bilotte, M. y Debroas,E.J. (1977): La chaine alpíne des Pyrénées. Géol. Alp., 35:193-216.

Spence, G.D. y Long, D.T. (1995): Transition from ocea-nic to continental crustal structure: seismic and gravity modelsat the Queen Charlotte transform margin. Can. Jour. EarthSci., 32: 699-717.

Srivastava, S.P., Roest, W.R., Kovacs, L.C., Oakey,G., Levesque, S., Verhoef, J. y Macnab, R. (1990): Motionof Iberia since the Late Jurassic: Results from detailed aero-magnetic measurements in the Newfoundland Basin. Tecto-nophysics, 184: 229-260.

Suriñach, E y Vegas, R. (1988): Lateral inhomogeneitiesof the Hercynian crust in Central Spain. Phys. Earth Plant. In-teriors, 51: 226-234.

Talwany, M., Worzel, J.L. y Landisman, M. (1959):Rapid gravity computations for two-dimensional bodies withapplication to the Mendocino submarine fracture zone. Jour.Geophys. Res., 64: 49-59.

Tearpock, D.J. y Bischke, R.E. (1991): Applied subsur-face geological mapping. Prentice Hall, New Jersey, 646 pp.

Teixell, A. (1998): Crustal structure and orogenic mate-rial budget in the west central Pyrenees. Tectonics, 17 (3):395-406.

Tejero, R., Perucha, M.A., Rivas, A. y Bergamin, J.F.(1996): Modelos gravimétrico y estructural del Sistema Cen-tral. Geogaceta, 20 (4): 947-950.

Telford, W.M., Geldart, L.P. y Sheriff, R.E. (1990):Applied Geophysics. Cambridge Univ. Press., 770 pp.

Téllez, J. (1993): Análisis e interpretación de ondas P yS de perfiles sísmicos. Aplicación al noroeste de la Península

Ibérica. Tesis Doctoral inédita, Univ. Complutense Madrid,309 pp.

Téllez, J., Matías, L.M., Córdoba, D. y Mendes-Vic-tor, L.A. (1993): Structure of the crust in the schistose do-main of Galicia-Trás-os-Montes (NW Iberian Peninsula). Tec-tonophysics, 221: 81-93.

Torné, M., De Cabissole, B., Bayer, R., Casas, A.,Daignières, M. y Rivero, A. (1989): Gravity constraints onthe deep structure of the Pyrenean belt along the ECORS pro-file. Tectonophysics, 165: 105-116.

Truyols, J. y García-Ramos, J.C. (1991): El Terciariode la cuenca de Oviedo y el yacimiento de vertebrados de Lla-maquique. Bol. Ciencias Natural., R.I.D.E.A., 41: 77-99.

Uchupi, E. (1988): The Mesozoic-Cenozoic geologic evo-lution of Iberia. A tectonic link between Africa and Europe.Rev. Soc. Geol. España, 1 (3-4): 257-294.

Valenzuela, M., García-Ramos, J.C. y Suárez deCenti, C. (1986): The Jurassic sedimentation in Asturias (NSpain). Trabajos Geol. Univ. Oviedo, 16: 121-132.

Van der Voo, R. y Zijderveld, J.D.A. (1971): Renewedpaleomagnetic study of the Lisbon volcanics and implicationsfor the rotation of Iberian Peninsula. Jour. Geophys. Res., 76:3913-3921.

Vegas, R. y Banda, E. (1982): Tectonic framework andalpine evolution of the Iberian Peninsula. Earth Evol. Sci., 4:320-342.

Vegas, R. y Córdoba, D. (1988): Sobre la existencia dedos cuñas de corteza en Galicia Oriental según resultados desísmica profunda. Implicaciones geodinámicas. Geogaceta, 5:16-19.

Vergés, J., Millán, H., Roca, E., Múñoz, J.A., Marzo,M., Cirés, J., Den Bezemer, T., Zoetemeijer, R. y Cloeting,S. (1995): Eastern Pyrenees and related foreland basins: pre-,syn- and post-collisional crustal-scale cross-section. Mar. Petrol.Geol., 12 (8): 893-915.

Verhoeff, J., Collette, B.J., Miles, P.R., Searle,R.C., Sibuet, J.C. y Williams, C.A. (1986): Magnetic ano-malies in the Northeast Atlantic ocean. Mar. Geophys. Res., 8:1- 25.

Warner, M. (1990): Basalts, water, or shear zones in thelower continental crust?. En: Seismic Probing of Continentsand their Margins(J.H. Leven, D.M. Finlayson, C. Wright,J.C. Dooley y B.L.N. Kennet, Eds.). Tectonophysics, 173:163-174.

Wagner, R.H. y Martínez García, E. (1982): Descrip-tion of an early Permian flora from Asturias and comments onsimilar occurrences in the Iberian Peninsula. Trabajos Geol.Univ. Oviedo, 12: 273-287.

Wagner, R.H., Carballeira, J., Ambrose, T. y Martí-nez García, E. (1984): Memoria explicativa de la Hoja nº107 (17-7) (Barruelo de Santullán) del Mapa Geológico de Es-paña a escala 1: 50.000. Segunda serie MAGNA, Primera Edi-ción. IGME, Madrid, 113 pp.

Watts, A.B. y Talwani, M. (1974): Gravity effect ofdowngoing lithospheric slabs beneath island arcs. Geol. Soc.Amer. Bull., 86: 1-4.



Willet, S., Beaumont, C. y Fullsack, P. (1993): Me-chanical model for the tectonics of doubly vergent compres-sional orogens. Geology, 21: 371-373.

Williams, G.D. y Fischer, M.W. (1984): A balanced sec-tion across the Pyrenean orogenic belt. Tectonics, 3 (7):773-780.

Won, I.J. y Bevis, M. (1987): Computing the gravitationaland magnetic anomalies due to a polygon: Algorithms andFortran subroutines. Geophysics, 52: 232-238.

Woollard, G.P. (1966): Regional isostatic relations inthe United States. En: The earth beneath the continents(J.S.

Steinhart y T. Jefferson Smith, Eds.). Geophys. Monogr.Amer. Geophys. Un., 10: 557-594.

Ye, S., Ansorge, J., Kissling, E. y Mueller, S. (1995):Crustal structure beneath the eastern Swiss Alps derived fromseismic refraction data. Tectonophysics, 242: 199-221.

Yilmaz, O. (1987): Seismic Data Processing. Investi-gation in Geophysics Nº2. Soc. Explor. Geophysic., Tulsa, 526pp.

Ziegler, P.A. (1989): Evolution of the North Atlantic -An overview. En: Extensional tectonics and stratigraphy ofthe North Atlantic margins(A.J. Tankard y H.R. Balkwill,Eds.). AAPG Mem., 46: 111-129.



Equivalencia entre los nombres originales de las líneas de la campaña Duero-Reinosa (DR) y los emplea-dos en la memoria de la Tesis.

ANEXOS Y PANELES

N01 DR87-12V + DR85-05V N02 DR87-13V N03 DR87-14V + DR85-06V

N04 DR88-06 N05 DR85-07V N06 DR87-15V + DR85-07V

N07 DR88-05 N08 DR87-17V N09 DR85-01

N10 DR88-04 N11 DR88-03 N12 DR85-02 + DR85-09V

N13 DR85-03 N14 DR85-04 N15 DR85-05

N16 DR85-06 N17 DR85-07 N18 DR85-08

N19 DR85-09 N20 DDR85-10

LÍNEAS NORTE-SUR

E01 DR85-12 E02 DR88-02 E03 DR85-11 + DR88-09

E04 DR85-13 E05 DR87-05VD E06 DR88-07

E07 DR87-18V E08 DR87-02VD E09 DR88-01

E10 DR87-01VD E11 DR85-08V E12 DR87-19V

E13 DR87-01VD

LÍNEAS ESTE-OESTE



TRABAJOS DE GEOLOGÍA

N.º 22

J. Gallastegui Suárez: Estructura cortical de la cordillera y margen continental cantábricos: perfiles ESCI-N . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 a 234

Tesis doctoral Jorge Gallastegui - Trabajos Geología - Universidad Oviedo - 2000

Documents

Transcript of Tesis doctoral Jorge Gallastegui - Trabajos Geología - Universidad Oviedo - 2000