Trabajos de Geología

Facu l tad de Geo log a

Departamento de Geologa

UNIVERSIDAD DE OVIEDO

Trabajosde Geologa

CIANMAGENTAAMARILLONEGROP.366

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ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA

Y MARGEN CONTINENTAL CANTBRICOS:

PERFILES ESCI-N



ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA

Y MARGEN CONTINENTAL CANTBRICOS:

PERFILES ESCI-N

Jorge Gallastegui Surez

Trabajos de Geologa, n. 22 (2000)Universidad de Oviedo


Editor:Alberto Marcos Vallaure

Dpto. de GeologaUniversidad de Oviedo

Coden TBGLA9. ISSN: 0474-9588

Composicin e impresin: Mercantil Asturias, S. A. D. L.: As.-2.788/02


TRABAJOS DE GEOLOGAN. 22 (Estructura cortical de la cordillera y margen continental cantbricos: perfiles ESCI-N)

1. Introduccin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

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

1.2. Metodologa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

1.3. Estudios geofsicos previos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

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

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

2. Contexto geolgico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

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

2.2. La evolucin postpaleozoica de la Placa Ibrica: el ciclo alpino . . . . . . . . . . . . . 36

3. La estructura del margen noribrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41

3.1. Contexto geolgico del margen noribrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

3.2. Interpretacin de los perfiles de ssmica de reflexin convencional en la plataforma . . . . 57

3.3. El perfil de ssmica de reflexin profunda ESCIN-4 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

3.4. Interpretacin de las lneas convencionales y del perfil ESCIN-4 . . . . . . . . . . . . . 89

3.5. Sntesis y discusin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100

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

4.1. El perfil de ssmica de reflexin profunda ESCIN-2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103

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

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

4.4. Discusin y conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

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

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

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

5.3. Los perfiles de ssmica de reflexin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136

5.4. Sntesis y discusin de la estructura de la Cordillera Cantbrica y la Cuenca del Duero . . 160


8 JORGE GALLASTEGUI SUREZ

6. Gravimetra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

6.1. El Mapa de anomalas gravimtricas: datos empleados . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166

6.2. Modelizacin gravimtrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171

6.3. Discusin y conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 180

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

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

7.2. La estructura tridimensional de la corteza en la Cordillera Cantbrica y el margen noribrico: comparacin 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 Cantbrica . . . . . . . . . . 206

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

9. Bibliografa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212

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


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

Jorge Gallastegui Surez

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

[email protected]

Resumen: Se ha estudiado la estructura cortical de la Cordillera Cantbrica y el margen noribri-co a lo largo de una transecta N-S en torno al meridiano 5O, empleando todos los datos geolgi-cos y geofsicos disponibles, especialmente los perfiles de ssmica de reflexin vertical ESCIN-2(terrestre) y ESCIN-4 (marino). La estructura cortical es el resultado de la superposicin de la de-formacin alpina, debido al cierre parcial del Golfo de Vizcaya durante el Terciario, sobre la es-tructura cortical consolidada tras la Orognesis Varisca. El orgeno tiene una estructura, en direc-cin N-S, de cua orognica con doble vergencia en los extremos, donde se desarrollan sendascuencas de antepas, al S la Cuenca del Duero y al N la cuenca de la plataforma noribrica. Bajola Cordillera Cantbrica la corteza est engrosada y se desarroll una importante raz cortical de-bido al deslizamiento hacia el S de la corteza inferior del margen noribrico. Una cua de estacorteza se indent entre la corteza superior y media ibrica, forzando la delaminacin y subduc-cin hacia el N de las cortezas media e inferior ibrica hasta una profundidad de ms 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 5W 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. INTRODUCCIN

A lo largo del ltimo siglo y medio, la CordilleraCantbrica, ms en concreto la zona de este estu-dio, ha sido el objetivo de numerosos y exhausti-vos trabajos geolgicos. Los primeros, que co-mienzan con la publicacin del trabajo de Schulz(1858) sobre la geologa de Asturias, tenan un ob-jetivo eminentemente aplicado, debido al potencial

minero y econmico de la zona. Los trabajos pos-teriores, especialmente los llevados a cabo a partirde la dcada de los 60, pusieron en evidencia queen la Cordillera Cantbrica aflora una excepcionalseccin completa de un orgeno varisco, a lo largode ms de 500 km, preservado desde las zonas msinternas del mismo en el oeste, hasta las ms exter-nas en el este. Sin embargo, la magnitud del trabajo

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

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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 ltima instancia del relieve cantbrico,la estructura del margen continental noribrico o laestructura general a escala cortical. As por ejem-

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


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3000

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Regin del Pisuerga-Carrin

Man

tode

Som

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Cuenca

Carbonfera

Central

Regin de los Picos de Europa

Man

tode

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Manto del Ponga

Man

tode

lAra

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Manto de Correcilla

Manto de Bodn

M. Esla

Antiforme del Narcea

ESCIN-3.3ESCIN-3.3ESCIN-3.3

ESCIN-1ESCIN-1ESCIN-1



Mar CantbricoMar CantbricoMar Cantbrico

CUENCA DELCUENCA DELCUENCA DEL DUERO DUERO DUERO

Len

OviedoOviedoOviedo

Santander

6 5

44

4

43

Gijn

Ribadesella

N

CUENCA VASCO-

CANTBRICA

Zona

Asturoccidental-

Leonesa

Banco Le DanoisBanco Le DanoisBanco Le Danois

50 km

Paleozoico pre-Prmico(Zona Asturoccidental-Leonesa)

Cenozoico

Mesozoico indiferenciado

Cretcico Superior

Cretcico Inferior

Prmico-Trisico-Jursico

Estefaniense discordante

Paleozoico pre-Prmico(Zona Cantbrica) Precmbrico

Cabalgamientovarisco

Cabalgamientoalpino

Cabalgamiento alpinoenterrado

Falla

Perfiles ssmica reflexinprofunda ESCIN

Perfiles de refraccin/alto ngulo

Perfiles ssmica reflexinconvencional

Modelos gravimtricos Sondeo

a

Figura 1. a) Mapa geolgico y de situacin de la zona estudiada. Tomado de Alonso y Pulgar (1995). b) Mapa topogrfico y batimtrico de la zo-na estudiada, obtenido del modelo digital del terreno utilizado para el clculo de la anomala 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 mxima entre -4800 y -5000 m. El interva-lo de contorno es 250 m. En ambos mapas se ha representado la posicin de los perfiles de ssmica de reflexin y refraccin estudiados y/o men-cionados a lo largo de este trabajo, y la localizacin de los sondeos y perfiles gravimtricos modelizados.


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


CIN (Estudio Ssmico de la Corteza Ibrica Norte)(ver Apartado 1.4), junto con otros proyectos aso-ciados, naci 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 seccin N-S integrando toda lainformacin geolgica con los datos geofsicos dis-ponibles, especialmente los perfiles de ssmica dereflexin profunda (ESCIN-2 y ESCIN-4) y nume-rosos perfiles de ssmica de reflexin convencio-nal. La zona de estudio se extiende a lo largo deuna franja N-S que incluye zonas de la MesetaCastellana, La Cordillera Cantbrica, as como losfondos de la plataforma continental cantbrica y lallanura abisal del Mar Cantbrico (Fig. 1). Las co-ordenadas geogrficas de los vrtices del rea estu-diada son: 4515N, 4130N, 600O y 400O.Desde el punto de vista administrativo, la porcinterrestre comprende partes de las provincias de As-turias, Cantabria, Palencia, Len 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 rea el relieve es abrupto. La CordilleraCantbrica forma una cadena montaosa paralela yprxima a la costa, con alturas mximas en la zonade los Picos de Europa superiores a 2600 m, corta-da perpendicularmente por valles fluviales orienta-dos en direccin N-S. La plataforma continentalcantbrica (0-200 m de profundidad) es estrecha,apenas 30-40 km, pero hay que destacar la existen-cia de una plataforma ms 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 mxima cerca-na a 1000 m. El talud continental es especialmenteescarpado y conduce a la llanura abisal cantbricacuya 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 noribrico y la Cordillera

Cantbrica integrando los datos geolgicos y geof-sicos. Los objetivos ms concretos son:

El estudio de la estructura y evolucin de lacuenca meso-terciaria del margen noribrico yde la Cuenca terciaria del Duero, a partir delos datos de: sondeos, ssmica de reflexinconvencional y ssmica de reflexin profunda.

El estudio de la estructura y evolucin alpinade la Cordillera Cantbrica y el margen nori-brico a escala cortical y la elaboracin de unmodelo geolgico N-S.

La elaboracin de un mapa de la anomalagravimtrica de Bouguer con correccin topo-grfica en tierra y de aire libre en el mar, pararealizar la modelizacin gravimtrica del mo-delo cortical y comprobar su validez.

La restitucin del corte geolgico con el finde evaluar el acortamiento terciario y obtenerla estructura del margen antes del mismo.

La comparacin de la estructura del orgenoen direccin N-S (estructura alpina) y en di-reccin E-O (estructura varisca) y el estudiode la influencia de las estructuras variscas enel desarrollo de las estructuras alpinas.

La comparacin de la estructura de este or-geno con la de otros similares: Pirineos, Al-pes, etc.

A continuacin se presenta una breve descripcinde la metodologa, tcnicas y datos empleados encada uno de los apartados principales en que se haestructurado esta memoria:

En el Apartado 2 se describe la geologa de la zonaestudiada en el contexto de la evolucin de las pla-cas tectnicas. Se toma como punto de partida lasituacin geotectnica tras la Orogenia Varisca y sedescribe la evolucin de la Placa Ibrica, ms enconcreto de su margen septentrional, en relacincon las placas Norteamericana, Eurasitica y Afri-cana que la circundan. En cada uno de los aparta-dos posteriores se describe con ms detalle la geo-loga de cada zona estudiada, para enmarcarlasdentro de su contexto geolgico regional.

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



interpretaron una seleccin de 25 perfiles de ssmi-ca de reflexin convencional, adquiridos para la in-vestigacin de hidrocarburos, y el perfil de ssmicade reflexin profunda ESCIN-4. Al perfil ESCIN-4obtenido con el procesado convencional se le apli-c un procesado adicional con el fin de mejorar larelacin seal/ruido. Las secciones ssmicas inter-pretadas corresponden a perfiles migrados, habien-do sido varios de ellos transformados a profundi-dad mediante la tcnica de inversin del trazado derayos. La interpretacin se apoy en datos de son-deos realizados en la plataforma para la prospec-cin de hidrocarburos.

En el Apartado 4 se presenta el estudio de la es-tructura y evolucin del sector meridional de laCordillera Cantbrica y del borde septentrional dela Cuenca del Duero a escala cortical, mediante lainterpretacin del perfil de ssmica de reflexinprofunda ESCIN-2 al que se le aplic un procesadoadicional, similar al de ESCIN-4. Adems se obtu-vo la seccin en profundidad de dicho perfil, equi-valente a un corte geolgico, mediante la modeli-zacin directa por trazado de rayos de los reflec-tores interpretados que permite dar validez a la in-terpretacin del perfil.

El Apartado 5 se dedica al estudio de la estructuray evolucin del borde septentrional de la Cuencadel Duero, para lo que se interpretaron 38 perfilesde ssmica de reflexin procedentes de la explora-cin de hidrocarburos. Su interpretacin se apoyen los datos de 3 sondeos perforados con el mismofin, especialmente el sondeo El Campillo, del quese obtuvo un sismograma sinttico que permiti re-conocer y datar los reflectores en las lneas ssmi-cas. Como complemento a la interpretacin de losperfiles se elaboraron mapas de isocronas de diver-sos horizontes que fueron convertidos a profundi-dad (mapas de isobatas) mediante la tcnica de in-versin del trazado de rayos en tres dimensiones omigracin de mapas.

La modelizacin gravimtrica 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-liz una campaa de campo de recogida de datosgravimtricos, que se combinaron con datos cedi-dos por el BGI (Bureau Gravimtrique Internatio-nal, Pars), para obtener un mapa de anomalas gra-

vimtricas de Bouguer con correccin topogrficaen tierra y de la anomala de aire libre en mar.

Por ltimo, 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 geolgico se restituy conel fin de evaluar el acortamiento terciario del mis-mo y la morfologa del borde continental antes delmismo. Tambin se realiz un estudio comparativode la estructura de la Cordillera Cantbrica en lasdirecciones N-S y E-O, posteriormente se comparla estructura cortical de la transecta estudiada conla de otros orgenos de colisin similares, comolos Pirineos y los Alpes, analizando la estrecha re-lacin entre la cadena Pirenaica y la CordilleraCantbrica. Por ltimo se construy un mapa deprofundidades de la base de la corteza en el NO dela Pennsula Ibrica y su margen continental sinte-tizando la informacin de todos los datos geofsi-cos disponibles.

1.2. Metodologa

En este apartado haremos una descripcin de las tc-nicas y mtodos de estudio empleados para la conse-cucin de los objetivos fijados. En algunos casos sehan introducido apartados tericos dada la necesidadde la utilizacin de determinadas tcnicas.

Interpretacin de los perfiles de ssmica de reflexin

Se han empleado perfiles de ssmica de reflexinprofunda para el estudio a escala cortical de la zo-na y perfiles de ssmica de reflexin convencionalpara el estudio detallado de la plataforma continen-tal cantbrica y del borde septentrional de la Cuen-ca del Duero. Aunque ambos tipos de perfiles seobtienen mediante el mismo mtodo y su estudiose basa en ambos casos en la identificacin e inter-pretacin de los reflectores a lo largo del perfil, lascaractersticas de ambos tipos de perfiles hacenque su interpretacin sea ligeramente diferente. Enlos perfiles convencionales se interpretan reflec-tores individuales, que se correlacionan de un per-fil a otro en los puntos de interseccin y que enocasiones afloran en superficie, facilitando su atri-bucin a un nivel geolgico conocido. En los perfi-les profundos, nicamente se encuentran este tipo



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

Los perfiles ssmicos de reflexin no muestran laverdadera geometra de las estructuras geolgicasya 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-boracin de dichas secciones se emplearon diferen-tes tcnicas de modelizacin de los datos ssmicos,todas ellas basadas en el trazado de rayos ssmicos(raytracing). En apartados posteriores se discutirnbrevemente los aspectos tericos de los diferentestipos de modelizaciones empleados en cada caso.

El mtodo de estudio de los perfiles convenciona-les comienza por la identificacin de las reflexio-nes y su correlacin con la geologa de superficiey los sondeos. En la Cuenca del Duero, la correla-cin se realiz mediante la obtencin de un sis-mograma sinttico del sondeo El Campillo, quepermiti reconocer y datar los reflectores del per-fil N10 que lo atraviesa. En los perfiles marinosno se dispuso del registro snico de velocidades,por lo que los reflectores se correlacionaron conlos niveles geolgicos identificados en los sonde-os en funcin de su posicin en la columna estra-tigrfica y de las relaciones geomtricas de los re-flectores entre s, que permitan diferenciar se-cuencias separadas por discordancias. En amboscasos, se interpretaron los reflectores a lo largo detodos los perfiles, correlacionndolos en los pun-tos de interseccin, hasta obtener su distribucintridimensional en toda la zona estudiada. En estetipo de estudios se ha de prestar especial atencina los puntos de interseccin entre lneas, dado queuna correlacin errnea 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 procedi a revisar la interpretacin paralocalizar y corregir el error. Hay que mencionarque en ambas zonas, los perfiles pertenecen a dis-tintas campaas de recogida de datos, que tienendiferentes procesados, por lo que los reflectores

se encuentran en ocasiones desplazados unas cen-tsimas 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 depsitos continentales del Terciario, basede las Calizas cretcicas y base del Mesozoico) pa-ra obtener mapas de isocronas de cada horizonte,que proporcionan una imagen tridimensional delrea, en escala vertical de tiempo doble. Los tiem-pos dobles digitalizados estn 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. Estaseparacin se comprob que era la idnea paramuestrear correctamente las estructuras geolgicasinterpretadas, sin introducir artefactos como falsasestructuras, aunque conlleva la imposibilidad deresolver estructuras de dimensiones menores al es-paciado. Antes de efectuar la interpolacin es fun-damental correlacionar sobre el mapa las fallas in-terpretadas en cada lnea y digitalizar su posicin,para que la interpolacin de los datos sea indepen-diente a ambos lados de la falla. Estos mapas fue-ron convertidos a profundidad por inversin deltrazado de rayos o migracin 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 opt por conver-tir a profundidad aquellos perfiles especialmenteinteresantes y representativos. La conversin se re-aliz tambin por inversin del trazado de rayos endos dimensiones (2D) sobre el perfil previamentedigitalizado. Como se explicar en un apartadoposterior, los tipos de rayos empleados son diferen-tes al caso anterior, al tratarse de lneas que previa-mente haban sido migradas. Esta misma tcnica seemple para convertir a profundidad el perfil pro-fundo migrado ESCIN-4. En el caso del perfil pro-fundo ESCIN-2, la interpretacin se realiz sobrela seccin sin migrar y la tcnica empleada para suconversin a profundidad fue la modelizacin 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 refraccin, que per-mita la conversin de tiempo a profundidad.

Los perfiles de reflexin profunda fueron interpre-tados en su parte somera basndose en: los datos




de geologa superficial, los sondeos disponibles enla zona y los perfiles convencionales interpretadospreviamente. En cuanto a las partes profundas, lainterpretacin se apoy en los perfiles de ssmicade refraccin o de reflexin de gran ngulo parale-los a ESCIN-2 y ESCIN-4 mencionados en elApartado 1.5. En el apartado siguiente se hace unabreve discusin sobre los orgenes de las reflexio-nes en los perfiles profundos que permita entendermejor la interpretacin de los mismos.Las tcnicas de procesado adicional, interpreta-cin, modelizacin y migracin de mapas y perfi-les de las lneas de ssmica, as como el tratamientode las diagrafas de sondeos, se realizaron en unaestacin de trabajo digital con los programas: 2DI,QUIKDIG, MIMIC+, QUIKRAY+, SLIPR, RAY-MAP, QUIKLOG, ISXy SierraSEISdel paquete in-formtico SIERRApara interpretacin, modeliza-cin y procesado de datos ssmicos de la compaaWESTERN ATLAS.A continuacin se expondrn la base terica y elmtodo para la obtencin del sismograma sintticoempleado en la interpretacin de los perfiles de laCuenca del Duero, as como las diferentes tcnicasde modelizacin de los perfiles de ssmica de refle-xin en 2D y 3D, basados en el trazado de rayos,empleadas para la conversin en profundidad delas secciones tiempo.El origen de la reflectividad cortical: qu produceuna reflexin?Durante los ltimos aos han sidomuchos los trabajos dirigidos al estudio de las f-bricas ssmicas que se suelen encontrar ms co-mnmente en los perfiles de ssmica de reflexinprofunda y sobre todo al origen de los reflectores,es decir: qu origina una reflexin?El origen de las reflexiones en los perfiles conven-cionales es bastante conocido. La mayora se atri-buyen a reflexiones en las interfases que separandos medios con contraste de impedancia acstica,lo cual suele corresponder a cuerpos rocosos de li-tologas diferentes. Las fallas no siempre producenreflexiones y cuando lo hacen se suele deber a queponen en contacto dos litologas diferentes. Por su-puesto, el origen de los reflectores someros en losperfiles de ssmica de reflexin profunda es el mis-mo y los reflectores muchas veces se pueden corre-lacionar con niveles geolgicos o estructuras queafloran en superficie.

Sin embargo, no es tan evidente el origen de otrasreflexiones muy comunes en los perfiles de ssmicade reflexin profunda que incluso se pueden en-contrar por debajo de 4-5 segundos y que por lotanto proceden de la corteza inferior. Entre staspodemos 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 stos afloran.

Rudnick y Fountain (1995), ampliando la discu-sin de Mooney y Meissner (1992), revisaron losposibles orgenes 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 mencin 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 orgenes: i) contrastede impedancia acstica causada por intrusionesgneas solidificadas dentro de rocas con otras pro-piedades fsicas; ii) bandeado litolgico a peque-a escala de rocas metamrficas donde las refle-xiones se pueden producir por: variaciones litol-gicas, anisotropas ssmicas, interferencias cons-tructivas o una combinacin de estos factores; iii)fallas que yuxtaponen diferentes tipos rocosos; iv)zonas de cizalla dctil en las que se originan re-flexiones debido a: anisotropas ssmicas dentrode la cizalla, recristalizacin metamrfica dentrode la zona de cizalla, interferencia constructivaresultante del incremento del bandeado litolgicodebido a la alta deformacin, o una combinacinde estos factores; v) zonas con presencia de flui-dos sometidos a alta presin de poro; vi) flujodctil generalizado en la corteza profunda que in-crementa el bandeado, la anisotropa 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) correlacion reflexiones en perfiles dereflexin con intrusiones gneas 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 interaccinde variaciones composicionales y anisotropas in-ducidas por la deformacin. Ms recientemente,estudios realizados en el sondeo profundo KTB

(Kontinentale Tiefbohr, Alemania) han mostradoque las reflexiones ms energticas en la cortezasuperior provienen de fallas rellenas de fluidos yzonas de cataclasis antes que de contactos litolgi-cos o anisotropas inducidas por la textura y/o fo-liacin (Harjes et al., 1997). Hay otras evidenciasindirectas de que el bandeado composicional y laintrusin de diques mficos 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 dctil, que incrementa la reflectivi-


P V SIN

T.D

. = 0

,10

s

ba

0 km 60 km

10

15

5

0

T.D

. (s)

c

CORTEZA INFERIOR

TRANSICIN CORTEZA/MANTO

MANTO

zona de cizalla

Prof. (km)Velocidad (km/s)

1 2

CortezaInferior

V = 6,7 km/s

TransicinMoho

Figura 2. a) Perfil de ssmica de reflexin marino frente a Inglaterra. La corteza inferior es altamente reflectiva y la corteza superior y manto sonrelativamente transparentes. b) Reflexiones sintticas originadas por una columna de rocas con alternancia de altas y bajas velocidades de trans-misin de las ondas ssmicas. Demuestra que muchas capas finas pueden producir reflexiones significativas (P-profundidad (intervalo 50m),V-velocidad, r-densidad, SIN-sinttico). c) 1-Modelo de la corteza inferior y la Moho, consistente en lminas 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 geolgi-cos a una geometra subhorizontal. Estos mecanis-mos se han relacionado con procesos de extensincortical que obliteran la reflectividad previa. Holli-ger y Levander (1994) han demostrado mediantesismogramas sintticos que las reflexiones se pue-den originar por diques intruidos en partes debilita-das por la extensin de la litosfera. Otros autoreshan demostrado mediante modelos construidos apartir de datos geolgicos, junto con velocidades ydensidades obtenidas de sondeos, que el bandeadocomposicional es tambin 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 transicin 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 ssmica (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 reflexin ms ener-gtica, ya que la disposicin de las capas es msimportante que la variacin de velocidad. Hammery Clowes (1997) encuentran importantes variacio-nes en la reflectividad de la Moho en distintos am-bientes tectnicos que puede estar condicionadapor la historia tectnica y magmtica de la litosfe-ra. La reflectividad de la Moho se asocia a proce-sos de deformacin (compresin, extensin ytranspresin) y esto indica que la cizalla dctil y lareologa de los materiales juegan un papel impor-tante en su reflectividad.

La diagrafa snica del sondeo El Campillo y elsismograma sinttico

Se ha dispuesto de los datos de las testificacionesgeolgicas y geofsicas realizadas en el sondeo ElCampillo (Cuenca del Duero, Palencia) para REP-SOL EXPLORACIN. De todas las diagrafas, laque result ms til para este trabajo fue la snica,que es una de las testificaciones habituales que serealizan en un sondeo. Esta diagrafa se utiliza paradeterminar las velocidades ssmicas instantneasde las formaciones atravesadas. La sonda empleadapara esta testificacin tiene dos receptores separa-

dos unos 30 mm y una fuente acstica separada en-tre 900 y 1500 mm del receptor ms cercano. Lafuente genera pulsos ultrasnicos 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 centme-tros y permiten discriminar capas de pocos decme-tros de espesor. En ocasiones se usan sondas conespaciados mayores (entre 2,1 y 3,7 m) que consi-guen mayor penetracin en la roca. La escala verti-cal en una diagrafa snica convencional es en pro-fundidad, aunque si se dispone de una testificacinssmica de velocidades se puede obtener una dia-grafa snica calibrada en la que la escala verticales tiempo real. Estas diagrafas se pueden superpo-ner directamente sobre la seccin ssmica y permi-ten correlacionar las reflexiones con los horizontesgeolgicos que las han producido.La obtencin de un sismograma sinttico de la dia-grafa snica (ver ejemplo en la Fig. 80, ms ade-lante) facilita la identificacin de las reflexiones,ya que representa la respuesta ssmica terica obte-nida de la columna de roca del sondeo. Este mto-do de relacionar los datos del sondeo con los de lalnea ssmica mediante un sismograma sinttico esel ms fiable y el que proporciona mejores resulta-dos (Tearpock y Bischke, 1991). El proceso paraobtener el sismograma sinttico comienza con elclculo de la curva de impedancia acstica a partirde la diagrafa snica calibrada, multiplicando lavelocidad ssmica por la densidad. En el caso delsondeo El Campillo, utilizado en el Apartado 5, an-te la ausencia de una testificacin directa de densi-dades, se aplic la Ley de Gardner que relaciona lavelocidad acstica (ft s-1) con la densidad (g cm-3)segn la relacin:

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

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



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

La modelizacin de perfiles de ssmica de reflexin

El avance de las tcnicas de procesado de datos ss-micos ha mejorado de tal manera la calidad de lassecciones ssmicas que, en cierto modo y con limi-taciones, pueden considerarse imgenes fotogrfi-cas del subsuelo. Sin embargo, hay una serie de li-mitaciones inherentes al mtodo que hacen que lassecciones se alejen de tal concepto. As, las estruc-turas con altos buzamientos, fallas y pliegues muycercanos entre s, unidades contiguas con fuertescontrastes de velocidad o estructuras que no tienendirecciones estructurales bien definidas, presentandificultades para ser visualizadas por este mtodo.

La modelizacin ssmica supone un paso adelanteen la interpretacin de los datos ssmicos, porcuanto permite obtener modelos geolgicos de laestructura del subsuelo a partir de los mismos.Existen dos modos diferentes de abordar la modeli-zacin ssmica (Fig. 3): i) Migracin o inversindel 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 aplicacin de un modelo de velocida-des. Es el mtodo utilizado en el Apartado 5 parala conversin a profundidad en 3D de los mapas deisocronas de la Cuenca del Duero y en el Apartado3 para la conversin a profundidad en 2D de losperfiles de ssmica de reflexin del margen nori-brico. ii) Modelizacin directa, en la que se partede una estimacin de la estructura y distribucin develocidades del subsuelo (modelo de profundida-des) y se obtiene su respuesta ssmica o sismogra-ma sinttico para compararlos con los datos reales.Esta modelizacin se utiliz para el estudio de lalnea de ssmica de reflexin profunda ESCIN-2(Apartado 4).

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

des y el clculo 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 cmo se com-portan los rayos u ondas ssmicas en el subsuelo.

Fundamentos del trazado de rayos (raytracing).Existen dos maneras de visualizar el modo de pro-pagacin 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 acta como fuente deuna onda completamente nueva. En la Figura 4a serepresenta el frente de una onda a los 2 segundosde propagarse en un medio homogneo desde unfoco emisor. Para predecir la posicin del frente alsegundo siguiente, cada punto del frente de ondade 2 s es considerado como una nueva fuente. Laenvolvente tangencial de los crculos que corres-ponden a 1 s, cuyo centro es el frente de 2 s, repre-senta la posicin del frente a los 3 s. Otra represen-tacin alternativa de la propagacin de las ondasssmicas es representarlas como rayos normales alos frentes de onda (Fig. 4b). Estas normales son l-neas que conectan los frentes de onda sucesivosdesde el foco de energa y son conocidas como tra-yectorias de rayos (raypaths). Las trayectorias derayos permiten describir y visualizar de un modoms intuitivo la propagacin de las ondas en cual-quier medio y siguen tres normas fundamentales enlas que se basa el trazado de rayos: i) los rayos si-


MODELIZACINDIRECTA

INVERSIN DELTRAZADO DE RAYOS

O MIGRACIN

Modelo deProfundidad

z

Solucin deProfundidad

V1V1V1

V2

RespuestaSsmica

(sismograma sinttico)

t

ReflexionesInterpretadas

Figura 3. Datos de partida y resultado de la modelizacin ssmica di-recta y de la inversin del trazado rayos.


guen una trayectoria rectilnea 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 acstica. La impedancia acstica es el pro-ducto de la densidad de un medio por la velocidadde propagacin de las ondas en el mismo; y iii) losrayos se reflejan en interfases que separan medioscon distinta impedancia acstica. Los ngulos deincidencia y de reflexin son iguales.

Modelizacin directa. La modelizacin directa portrazado de rayos permite determinar si un modelode profundidad y velocidades es compatible conlos datos ssmicos reales. Para ello se comparan losdatos reales y el sismograma sinttico, que son lasreflexiones que se obtienen del clculo de la tra-yectoria de los rayos ssmicos en el modelo de ve-locidades (raytracing) La modelizacin directa re-quiere el clculo del tiempo de paso (traveltime) ylas amplitudes de las ondas ssmicas que se propa-gan a travs de un modelo de profundidad y veloci-dades (Yilmaz, 1987). El mtodo es iterativo y co-mienza con la construccin 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 sintticos (Fig.5). Otras aplicaciones descritas para la modeliza-cin directa son las de ayudar en el diseo 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 NOAjuste

Satisfactorio? SIz

V1

V2

MODELO FINALPROFUNDIDAD

SISMOGRAMASINTTICO

t

DATOS REALESt

Figura 4. a) Representacin grfica 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 ssmico.

Figura 5. Esquema del proceso iterativo de modelizacin directa de datos ssmicos. El ajuste entre el sismograma sinttico 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.


paas de adquisicin de datos ssmicos, para com-probar a priori si se van a obtener reflexiones delas estructuras objetivo y tambin como mtodo deapoyo del procesado de datos ssmicos 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 emisinde 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 posicin ylos rayos tienen trayectorias descendentes y ascen-dentes coincidentes (zero-offset raytracing)(verFig. 6d, e y f). Para la modelizacin de ESCIN-2

(Apartado 4) y la conversin a profundidad en 3Dde los mapas de isocronas de la Cuenca del Duero(Apartado 5) se utiliz el trazado de rayos de inci-dencia normal (Fig. 6d), mientras que para la con-versin a tiempo en 2D de las secciones ssmicasmigradas del margen noribrico (Apartado 3) seemple el trazado de rayos de incidencia vertical(Fig. 6f).

Inversin del trazado de rayos o migracin. La in-versin del trazado de rayos o migracin consisteen definir la geometra de una reflexin 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 ssmicas. La inversin del traza-do de rayos muchas veces se llama migracin, 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 PERFILSSMICO 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 comn). c) Trazado de rayos de perfiles ssmicos 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 ssmicas no migradas y fueron em-pleados para la modelizacin del perfil ESCIN-2 y la conversin 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 ssmicas 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 ssmicas mi-gradas en profundidad y fueron empleados para la conversin a tiempo en 2D de las secciones ssmicas migradas del margen noribrico.


que su solucin final debera ser equivalente a unamigracin por ecuacin de onda.

Los datos de entrada al proceso son la estructura dela reflexin sin migrar en 2D o 3D y la velocidad delos materiales por encima de dicha reflexin (Fig.7). El proceso es secuencial y no iterativo comoocurre en la modelizacin directa. El modelo solu-cin se va construyendo capa a capa, desde la mssuperficial 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 modelizacin directa como en la inver-sin 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 modelizacin directa se parte de un rayo conorigen en un reflector y con una trayectoria normalal mismo. En el mtodo inverso, sin embargo, sedesconoce la estructura en profundidad, por lo quelos rayos se inician en la superficie con un nguloderivado de la inclinacin temporal local (local ti-me dip) y de la velocidad del subsuelo (Fig. 8). Lainclinacin temporal local en el punto A es la incli-

nacin de la tangente a la curva en el punto A. Parareconstruir la trayectoria del rayo se calcula el n-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 inclinacin tempo-ral por la mitad de la velocidad, define el seno delngulo de emergencia del rayo en superficie. El ra-yo as 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 solucin enprofundidad. Como se ha dicho, primero se defineel reflector ms 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 ssmicas migradas, sehan utilizado rayos de incidencia vertical (Fig. 6f)ya que los reflectores estn localizados en su posi-cin correcta espacial y nicamente se realiza unatransformacin directa de tiempo a profundidad, enla escala vertical, mediante la aplicacin de un mo-delo de velocidades.


Inversin de rayos -reflexin 1

z

Modelo inicialprofundidad

z

Inversin de rayos -reflexin 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 inversin 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 anomalas gravimtricas

Los estudios de gravimetra se basan en la Ley dela Gravedad de Newton segn la cual la fuerza deatraccin F entre dos masas m1 y m2 de pequeasdimensiones 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 atraccin de la Tierra, de masa M y radio R, so-bre una masa m situada sobre su superficie, quedadefinida por la frmula:

La fuerza se relaciona con la masa por una acelera-cin y el trmino g=GMR-2 es conocido como laaceleracin 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-vimetra a escala cortical se estudian variacionesde milsimas de gal y la unidad utilizada es el mili-gal (1 mgal = 10-3 gal).

Si la tierra fuera una masa homognea, perfecta-mente esfrica y sin rotacin, la gravedad seraconstante, sin embargo, su forma elipsoidal, movi-miento de rotacin, relieve superficial y heteroge-neidad en la distribucin de densidades, producenpequeas variaciones de la gravedad en superficie.Precisamente, el inters de los estudios gravimtri-cos aplicados a la geologa radica en que del estu-

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

Medicin de la gravedad y obtencin del mapa deanomalas. Como ya hemos visto, la forma de latierra no es esfrica, 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) adopt una frmula para elclculo de la gravedad normal, en base al elipsoidede referencia ms apropiado en ese momento. Con-siderando nuevos datos obtenidos de satlites, lafrmula para el clculo 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 terica en la su-perficie del elipsoide de referencia:

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

+ 0,0000059sin2

)

donde es la latitud.

Las variaciones en el campo gravitatorio produci-das por las variaciones de densidad de los cuerposgeolgicos son como mximo de pocos cientos demiligales; pequeas si se comparan con las origina-das por los cambios de latitud y elevacin pero ma-yores que las producida por el efecto mareal y la to-pografa. Es por ello que al valor de la gravedad ob-servada en un punto determinado, hay que aplicarleuna serie de correcciones o reducciones gravimtri-cas compensatorias de esos efectos y reducir as elvalor de la gravedad al que tendra en una superfi-cie equipotencial o datum,como puede ser el geoi-de. Entonces podremos analizar las anomalas comodebidas nicamente a la distribucin de cuerpos dedistinta densidad en el subsuelo. Las reduccionesque se deben aplicar a las observaciones son:

1) Correccin de deriva. Corrige las variaciones enel tiempo de las medidas del gravmetro debidas aalteraciones mecnicas del aparato. Se corrige ha-ciendo medidas en un mismo lugar a distintas ho-ras y comparando la evolucin temporal de lasmismas. En nuestro caso la correccin de deriva serealiz en base a las medidas de inicio y fin de iti-nerario diario de recogida de datos.


Z

X

D

Ax

t

SenD = Inclinacin temporal * V/2

Longitud del Rayo = tiempo/2 * velocidad

Reflector definido por losrayos inversos

rayosinversos

Inclinacin temporal en A = x/t

V1

V2

Figura 8. Definicin de la superficie migrada a partir de un reflectorpor inversin del trazado de rayos.

F=m1G

m2r2

F=GM

mR2

=gm


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

3) Correccin de latitud. La gravedad vara con lalatitud debido a la forma elipsoidal de la Tierra ysu velocidad angular. Por un lado, la aceleracincentrfuga debida a la rotacin es mxima en elEcuador, oponindose a la gravedad, y cero en losPolos. Por otro lado, la gravedad se incrementa enla regin 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-rreccin es mxima en la latitud 45 y va incluidaen la frmula para el clculo de la gravedad normalgN. Para cada punto de observacin 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 anomala gra-vimtrica observada gobs:

gobs= gobs- gN

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

4) Correccin de elevacin. La correccin de ele-vacin se aplica en dos partes: la correccin de airelibre y la correccin de Bouguer:

a) Correccin de aire libre. Corrige la disminucinde 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-cin todas las medidas quedan reducidas al datum.Esta correccin es positiva para puntos por encimadel geoide y tiene un valor de aproximadamente0,3086 mgal por cada metro de separacin del ge-oide de referencia. La frmula para obtener la ano-mala de aire libre gFA en una estacin a una altu-ra h en metros es:

gFA = gobs- gN + 0,308557h

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

servacin y el datum, que en la correccin anteriorno se consideraba. Para ello se aproxima la capa deroca de densidad bajo la estacin a una lminahorizontal infinita, tangente al elipsoide de referen-cia, de espesor h (Fig. 9b) cuya atraccin gravita-cional viene dada por el producto:

gravedad de la lmina = 2Grh = 0,04193h

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

gBs= gobs- gN + 0,3086h - 0,04193h

5) Correccin del terreno. Tiene en cuenta el relie-ve de los alrededores de la estacin y corrige elerror introducido en el clculo de la anomala 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 lmina de roca cal-culada para la correccin de Bouguer, aunque no esreal y por lo tanto hemos de sumar su efecto gravi-tatorio que en la correccin de Bouguer se ha resta-do. El sector 2 ejerce una atraccin hacia arriba re-duciendo la gravedad y su efecto no se tiene encuenta en la correccin previa, por lo que su atrac-cin se debe corregir sumndole la correccin delterreno.

El valor de esta correccin se calcula para cada es-tacin utilizando una plantilla circular transparentedividida en sectores concntricos llamada crculode Hammer. Este sistema es tedioso para estudiosdonde se maneja un nmero elevado de estaciones,por lo que actualmente se emplean programas in-formticos que la calculan mediante la aplicacinde modelos digitales del terreno suficientementedetallados.

La anomala de Bouguer con correccin topogrfi-ca o anomala de Bouguer completa ser entoncesigual a:

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

donde gB, gobsy gN estn en mgal, h en metros, en g cm-3 y CT es la correccin topogrfica enmgal.

Para el clculo 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.Klingel, modificados por M. Torn.

La modelizacin gravimtrica. El mtodo utilizadopara la interpretacin de las anomalas gravimtri-cas fue la modelizacin directa. La tcnica consisteen construir un modelo de densidades, integrandotodos los datos geolgicos y geofsicos disponiblesy calcular la anomala que este modelo origina. Enetapas sucesivas se modifica el modelo hasta obte-ner un ajuste satisfactorio entre la anomala mediday la calculada para el modelo. De este modo se ob-tiene un modelo o corte geolgico a escala corticalcompatible con los datos gravimtricos. Sin embar-go, la interpretacin y modelizacin de anomalasde campos potenciales como el gravimtrico, elmagntico o el elctrico son inherentemente ambi-guas, ya que un cuerpo de una determinada densi-dad slo puede producir una anomala, pero unaanomala puede estar causada por infinitos cuerposde distinta forma y densidad. Por ello, en el mo-mento de abordar la modelizacin es fundamental

reducir los grados de libertad, integrando en el mo-delo toda la informacin geolgica y geofsica dis-ponible. Para la elaboracin de los modelos de esteestudio se han utilizado todas las fuentes de infor-macin disponibles como: perfiles de ssmica dereflexin convencional y profunda, datos de sonde-os de la Cuenca del Duero y del margen noribrico,modelos de ssmica de refraccin e informacingeolgica superficial.

El tratamiento de los datos y una primera modeli-zacin preliminar se realiz con programas infor-mticos cedidos por el Instituto Jaume Almera(CSIC-Barcelona). Para la modelizacin definitivase emple el programa GM-SYSde modelizacininteractiva en 2,75D de datos gravimtricos y mag-nticos de Northwest Geophysics Associates.

1.3. Estudios geofsicos previos

Los estudios ssmicos corticales del NO de la Pe-nnsula Ibrica, anteriores al proyecto ESCIN, sereducan a un extenso experimento de 5 perfiles derefraccin llevado a cabo en 1982 en Galicia (Cr-doba 1987; Crdoba et al., 1987, 1988) (Fig. 10).Entre stos y los perfiles de refraccin de los Piri-neos (Gallart et al., 1981; Daignires et al., 1982),exista una amplia zona de ms de 600 km en el Npeninsular sin explorar por estos mtodos. 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 lmite neto de primerorden con un manto de velocidad cercana a 8,3km/s. El espesor cortical mximo es de 30-32 kmen la parte central de Galicia, disminuyendo pro-gresivamente hasta 23-27 km en los mrgenes con-tinentales occidental y septentrional, como conse-cuencia del adelgazamiento cortical relacionadocon la apertura del Atlntico y del Golfo de Vizca-ya. El adelgazamiento se produce a expensas de lacorteza inferior cuya velocidad disminuye tambinhacia el ocano.

Crdoba (1987) puso en evidencia la existencia dedos zonas con una velocidad anmalamente alta.Una de ellas est prxima a la superficie y coincidecon los complejos de rocas mficas y ultramficasde rdenes y Cabo Ortegal, donde los datos apun-


1

222

1

hhh

hhh

hhhdatum

topografa

a

b

c

Figura 9. a) Correccin de aire libre para un punto de observacin auna altura h. b) Lmina de dimensin horizontal infinita para calcularla correccin de Bouguer simple. c) Correccin de terreno.



tan a su no enraizamiento. La otra corresponde auna banda convexa con velocidad de 6,6 km/s yextensin de 6 a 8 km, situada a 8 km de profundi-dad bajo el Manto de Mondoedo (Domo de Lugo)y la interpret como un pliegue subparalelo a lasdirecciones hercnicas o una intrusin de materia-les de alta velocidad. Vegas y Crdoba (1988) laconsideraron como una lmina de corteza inferioremplazada en la corteza superior. Tllez (1993) re-trabaj los mismos datos, incluyendo el estudio delas ondas P, S y convertidas. La Moho se confirmcomo una discontinuidad de primer orden, estable-ci un espesor medio de la corteza de 30 km e in-terpret la lmina de alta velocidad bajo el Mantode Mondoedo como una lmina de corteza infe-rior emplazada en niveles superiores. Por ltimo,propuso una composicin petrolgica, en base a los

datos ssmicos, atribuyendo una composicin gra-ntica y gnesica a las cortezas superior y media yuna composicin granultica a la corteza inferior.

La ssmica de reflexin convencional o somera hasido utilizada intensivamente en el Golfo de Vizca-ya desde los aos 60, llegando a adquirirse un n-mero considerable de perfiles que proporcionaronuna imagen de su estructura ms superficial. La re-visin de la geologa de esta zona se abordar en elApartado 3, por lo que nos limitaremos a citar losprimeros trabajos realizados en la zona, as comoaquellos de especial relevancia. Boillot et al.(1971) presentaron el primer mapa de la platafor-ma continental cantbrica, realizado a partir del es-tudio de ms de 30 perfiles de reflexin y de nume-rosos dragados y sondeos, que sera posteriormente

Figura 10. Modelos de los experimentos de ssmica de refraccin de Crdoba et al. (1988) en Galicia.


actualizado por Boillot et al. (1973a), Lamboy yDupeuble (1975) y Boillot et al. (1979) (ver Fig.30, ms 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 cortezaocenica en el centro del Golfo y se hacen las pri-meras referencias a los sedimentos deformados alpie del talud continental del margen noribrico. Si-buet y Le Pichon (1971) estudiaron el mapa deanomalas gravimtricas del Golfo y asociaron elmnimo gravimtrico que bordea todo el margennoribrico con la existencia de una fosa marginalque relacionaron con una zona de subduccin ter-ciaria fosilizada. Por ltimo, Montadert et al.(1974), Dergnaucourt y Boillot (1982) y Boillot yMalod (1988) realizaron trabajos de sntesis de losdatos geolgicos y geofsicos del Golfo de Vizcayay sus mrgenes continentales.

En cuanto a la estructura del margen armoricano,conjugado del noribrico, estudios combinados dessmica de reflexin y refraccin definieron unacorteza continental de unos 33 km de espesor quese adelgaza progresivamente hasta su lmite con lacorteza ocenica, cuya Moho est 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 ssmica dereflexin 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 francs) y sur (frentede cabalgamiento Pirenaico), pasando el espesor de22 a 35 km (Pinet et al., 1987).

En lo que atae a otro tipo de estudios geofsicos,cabe destacar la modelizacin gravimtrica delborde N de la Cuenca del Duero en el rea del Ber-nesga-Porma (Len) realizada por Evers (1967) eincluida dentro de un extenso estudio geolgico dela zona. La Universidad de Leiden (Holanda) lleva cabo una extensa campaa de recogida de datospara obtener el mapa de anomalas de Bouguer dela zona y se determin la densidad de las rocasaflorantes. Los tres perfiles gravimtricos realiza-dos permiten cuantificar la inclinacin del borde Nde la cuenca as como la potencia del rellenomeso-terciario (Fig. 11).

Los datos de magnetismo han sido estudiados enlos ltimos aos y han aportado interesantes datossobre la estructura profunda de diferentes reas a lolargo de todo el NO peninsular. A partir de datosrecogidos por el IGN (Instituto Geogrfico Na-cional), Aller (1984) modeliz la anomala magn-


TORO

CURUEO

PORMA

60

60

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


tica situada al norte del Manto de Mondoedo, me-diante la presencia de un cuerpo anmalo entre 5 y13 km de profundidad interpretado como un grupode rocas intrusivas. Esta interpretacin es coinci-dente con la sugerida a partir de los datos ssmicospor Crdoba (1987), que relaciona este cuerpo conuna anomala de alta velocidad.

La publicacin del mapa aeromagntico de Ardizo-ne et al. (1989) increment el nmero de estudiossobre el magnetismo realizados en el noroeste de laPennsula Ibrica. Para Aller et al. (1994), la ano-mala de Galicia oriental es producida por un cuer-po de rocas mficas o ultramficas de la corteza in-ferior, emplazado en niveles de la corteza media asuperior por un cabalgamiento con unos 50 km dedesplazamiento horizontal. Aller (1994) estudi laanomala magntica de la Zona Cantbrica que si-gue la curvatura del arco descrito por las unidadespaleozoicas. El modelo propuesto (Fig. 12a) mues-tra la presencia de una cua 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 Cantbri-ca, la base del cabalgamiento est desplazada haciael sur unos 14 a 17 km por un cabalgamiento alpi-no (Fig. 12b). Aller y Zeyen (1994) explicaron laanomala magntica del Pas Vasco mediante unacua de rocas mficas del Cretcico superior conalguna participacin de rocas mficas de la cortezainferior, emplazada a una profundidad entre 5 y 12km por un cabalgamiento con un desplazamientomnimo de 10 km hacia el NE.

Cabal (1993) realiz el estudio del flujo de calor yla modelizacin de la estructura trmica de la litos-fera en un perfil E-O de 800 km, paralelo a la costacantbrica. Este trabajo supuso el primero de la es-pecialidad realizado en esta zona y presenta datosregionales de flujo de calor superficial y produccinradiognica de calor, integrados junto con otros da-tos geofsicos y geolgicos en un modelo trmicolitosfrico. 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-vimtrico que proporciona profundidades y densi-dades que constrien el modelo trmico litosfrico.Concluye que el espesor litosfrico 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 Ssmico de la CortezaIbrica Norte) fue financiado por la CYCIT (cofi-nanciado por el Principado de Asturias -FYCIT- ypor la Unin Europea) bajo la clave GEO90-0660y el ttulo: Perfiles de ssmica de reflexin pro-funda en el NO de la Pennsula Ibrica y sus mr-genes atlnticos. Estructura de la litosfera de la

ESTRUCTURA CORTICAL DE LA CORDILLERA Y MARGEN CONTINENTAL CANTBRICOS: PERFILES ESCI-N 27aaaaaaaaaaaaaaaaaCuerpo magntico anmalo

Carbonferoaa Terciario Paleozoicopre-CarbonferoPrecmbrico-2080100 nT 0 502040600 Cuenca del Duero Valsurbio Pisuerga-Carrin Picos deEuropaS Nb30 km20100 Perfil 4204060 nT0 0 50 100 150 km0102030 km Perfil 2 ZAOL Somiedo Aramo CCCO Ea100 km1 2 3 444231Figura 12. Modelos corticales de las anomalas magnticas de la zonacantbrica en dos perfiles E-O y N-S, respectivamente, modelizadospor Aller (1994).


Cordillera Varscica y sus mrgenes gallego y No-ribrico Norte . Se enmarc dentro de un proyectoglobal para el estudio de la corteza Ibrica por m-todos ssmicos que inclua tambin proyectos en elSurco de Valencia (ESCI-Surco de Valencia), laCordillera Btica (ESCI-Bticas) y en el Mar deAlborn (ESCI-Alborn). Su desarrollo significun gran impulso para los estudios geofsicos y geo-lgicos, as como para el conocimiento de la es-tructura cortical y la geologa superficial del NOpeninsular, adems de colocar a la comunidadcientfica de investigadores de Ciencias de la Tie-rra en Espaa al nivel de otros pases que tenanproyectos similares en marcha: COCORPy CAL-CRUST(Estados Unidos), BIRPS(Gran Bretaa),LITHOPROBE(Canad), ACORP(Australia),ECORS(Francia), DEKORP (Alemania), WIRE(Repblica de Irlanda), etc.

Los objetivos geolgicos del proyecto ESCIN eran:i) el estudio de la corteza y manto superior del NOde la Pennsula Ibrica y el margen continentalcantbrico; ii) estudiar la estructura de este sectorde la cadena Varisca europea as como la improntadejada por la deformacin alpina superpuesta; iii)controlar la estructura del margen noribrico, unmargen extendido que posteriormente sufri unacortamiento de edad alpina, y iv) estudiar la rela-cin entre las estructuras alpinas de esta zona y lasdel extremo occidental de los Pirineos.

Para cumplir dichos objetivos se realizaron 205 kmde ssmica de reflexin profunda en tierra y 525 kmen mar, repartidos en 4 perfiles (situacin en Figs.1b, 115 y 116): a) Dos perfiles con orientacin E-Oque atraviesan perpendicularmente las estructurasvariscas. El perfil terrestre ESCIN-1 en el extremooriental y el perfil marino ESCIN-3 que constituyesu prolongacin occidental. Este ltimo discurre en-tre la llanura abisal Atlntica al NO de la Corua ylas inmediaciones del Cabo Peas en Asturias y fuediseado para estudiar la evolucin del margen con-tinental atlntico. Simultneamente a la adquisicinen mar, se registraron las reflexiones de gran nguloy refracciones con estaciones en tierra. b) Dos per-files con orientacin N-S perpendiculares a las es-tructuras alpinas. El perfil terrestre ESCIN-2 mues-trea el borde sur de la Cordillera Cantbrica y elborde norte de la Cuenca del Duero. El perfil mari-no ESCIN-4 atraviesa perpendicularmente el mar-

gen continental noribrico. Tambin se registraronlas llegadas de ondas reflejadas de gran ngulo y re-fractadas de este ltimo experimento.

Dentro de proyectos CYCIT complementarios(GEO91-1086), se realizaron tres perfiles N-S dereflexin de gran ngulo mediante el registro si-multneo en tierra de los disparos de aire compri-mido de los perfiles marinos ESCIN-3, ESCIN-4 eIAM-12 y cinco perfiles de ssmica de refraccin,que permitieron deducir la estructura de la cortezaen todo el NO de la Pennsula Ibrica, as como ladistribucin cortical de las velocidades de propaga-cin de las ondas ssmicas (situacin 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 geologadel subsuelo han sido muy importantes y han abier-to la posibilidad de reinterpretar aspectos ya cono-cidos de la geologa superficial.

Los perfiles terrestre ESCIN-1 y marino ESCIN-3se enfocaron al estudio de las estructuras variscaspara obtener una imagen del orgeno desde sus zo-nas ms externas en el oriente hasta las internas enGalicia. De acuerdo con los datos del extremo occi-dental del perfil ESCIN-1, en la transicin 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, ms adelante). Prez-Estanet al. (1994) interpretaron estos reflectores comozonas de cizalla profundas, que conectan con eldespegue basal subhorizontal de la Zona Cantbricasobre el basamento precmbrico indeformado (A enla Fig. 112, ms adelante). Gutirrez-Alonso (1997)explic esos mismos reflectores como estructurasprevariscas, probablemente diques de rocas mfi-cas intruidas durante procesos de rift, que posterior-mente rejugaron como planos de cabalgamiento conpoco desplazamiento. La estructura ms profunda,en la transicin a las zonas internas del orgeno, pa-rece mostrar una indentacin del basamento de laZona Cantbrica en la corteza de las zonas internas(Prez-Estan et al., 1997). La presencia de un des-pegue basal indeformado hacia el este, confirma el




carcter de tectnica epitelial propuesto previamen-te para la Zona Cantbrica en base a la geologa su-perficial. El despegue est 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, ms adelante) (Ga-llastegui et al., 1997). stas alcanzan profundidadesde 25 km y tienen un buzamiento de unos 40 haciael oeste (discusin en el Apartado 7).

El perfil ESCIN-3.1 incluye un pequeo prisma deacrecin al pie del talud continental, en la transi-cin ocano-continente en el margen gallego, don-de los sedimentos mesozoico-terciarios estn de-formados como consecuencia de la convergenciaentre Europa e Iberia durante el Terciario(lvarez-Marrn et al., 1996). Las nicas reflexio-nes atribuidas a estructuras variscas en los perfilesESCIN-3.1 y ESCIN-3.2 se encuentran en la corte-za media del ltimo, donde hay unas reflexionescorrelacionables con estructuras de esta edad entierra que tienen una orientacin N-S (lvarez-Ma-rrn et al., 1997b). El resto de estructuras parecenser post-variscas y estn relacionadas con los epi-sodios de extensin mesozoicos o de compresincenozoicos. La corteza inferior es reflectiva en am-bos perfiles hasta el lmite con el ocano. Puede serla imagen de zonas de cizalla relacionadas con elestiramiento dctil de la corteza, que produjo suadelgazamiento en relacin con la apertura delGolfo de Vizcaya, o el relicto de una corteza infe-rior originariamente ms gruesa. El perfil ES-CIN-3.3, reprocesado por Ayarza (1995), tiene unmejor registro de los episodios variscos aunque laparte superior est ocupada por dos importantescuencas meso-cenozoicas (ver Fig. 113, ms 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 (Martnez Cataln 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 duplicacin 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 orgenes:

varisco, post-varisco o alpino (discusin en elApartado 7). Por ltimo, bajo 12 s hay unas cons-picuas reflexiones, observables tambin en el perfilESCIN-3.2, inicialmente interpretadas como laimagen de lminas subducidas, aunque de dudosavalidez a la luz de los ltimos datos.

Los perfiles terrestre ESCIN-2 y marino ESCIN-4tenan como objetivo el estudio de las estructurasalpinas y su superposicin sobre las estructuras va-riscas previas. El perfil ESCIN-2 muestra la ima-gen cortical de la transicin entre la CordilleraCantbrica y la Cuenca del Duero. Su caractersticams 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 origin el levantamiento de la Cor-dillera Cantbrica (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 flexin queproduce un engrosamiento de la denominada cor-teza continental o ibrica (Pulgar et al., 1996).El perfil ESCIN-4, que constituye la continuacinen el mar de ESCIN-2, ofrece una imagen del mar-gen continental noribrico. En la plataforma astu-riana y el Banco Le Danois se observan cuencassedimentarias mesozoicas, invertidas durante elTerciario. Al norte del talud continental hay unapotente sucesin sedimentaria depositada sobre unbasamento posiblemente ocenico, cuya base se in-clina al sur. Inmediatamente al pie del talud se ob-serva un conjunto de reflectores en forma de cua,normalmente inclinados al sur, que se han interpre-tado como un prisma de acrecin alpino enterradobajo sedimentos ms jvenes (lvarez-Marrn etal., 1996 y 1997b; Gallart et al., 1997).

Los datos de refraccin en diversos perfiles N-S yE-O (Fernndez Viejo, 1997) muestran que la es-tructura de la corteza en la zona oriental deESCIN-1 es la de una corteza tpicamente 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 flexin de la corteza ibricamostrada en ESCIN-2 y el engrosamiento cortical


llega a alcanzar 50-60 km de espesor bajo la lneade costa cantbrica (Pulgar et al., 1996; FernndezViejo, 1997; Fernndez Viejo et al., 1998; Fernn-dez Viejo et al., 2000). En la parte marina la corte-za tiene velocidades de corteza ocenica y en el ex-tremo ms septentrional la Moho del margen se si-ta a 18 km de profundidad. Hacia el S, la Mohoprofundiza hasta alcanzar 32 km bajo la lnea decosta. La flexin de la corteza ibrica y el consi-guiente engrosamiento cortical se producen por laindentacin hacia el S de una cua de corteza infe-rior del margen cantbrico produciendo la dela-minacin de la corteza inferior Iberica. Fernn-dez Viejo (1997) tambin realiz dos modelos gra-vimtricos a escala cortical con una orientacinN-S: uno frente a la costa de Galicia y otro desdela llanura abisal cantbrica hasta la Cuenca delDuero a lo largo del meridiano 4,85O. Ambos es-tn constreidos por los datos de refraccin y elque sigue el meridiano 4,85O refleja el engrosa-miento cortical bajo la Cordillera, as como el adel-gazamiento progresivo de la corteza del margencantbrico hacia el centro del Golfo de Vizcaya.

2. CONTEXTO GEOLGICO

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

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

Desde el punto de vista geolgico, la zona estudiadase puede dividir en varios dominios caracterizadospor las rocas que los constituyen y la deformacinque muestran. Por un lado, est el dominio ocupadopor las rocas paleozoicas que conforman el MacizoVarisco, que incluye rocas del Precmbrico al Car-bonfero superior. La estructura de esta zona se ad-quiri esencialmente durante la Orogenia Varisca,aunque la deformacin alpina retoca algunas estruc-turas y produce el levantamiento de la CordilleraCantbrica 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 Prmico. Se pueden dife-renciar: la cuenca marina meso-terciaria desarrolla-da en el margen continental cantbrico y al pie deltalud continental, y las cuencas terrestres de Oviedo


0

20

40

60

Pro

fund

idad

(km

)Cuenca del Duero Cordillera Cantbrica

Plataforma continentalcantbrica Llanura Abisal

Lnea de costa

Sedimentos Basamento CortezaMediaCorteza InferiorIbrica

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 seccin N-S paralela a ESCIN-2 y ESCIN-4 compuesto en base a dos perfiles de ssmica de refraccin/granngulo cuya situacin se muestra en la Figura 1. Ntese el fuerte engrosamiento cortical bajo la Cordillera Cantbrica. Tomada de Pulgar et al.(1996).


y del Duero adems de la Cuenca Vasco-Cantbricaque limita por el este la zona estudiada.

La geologa detallada de cada una de estas zonasser tratada en los apartados correspondientes. Enste se har una descripcin geolgica dentro de unmarco geotectnico ms amplio que incluye el res-to de la Placa Ibrica y las placas limtrofes. Sepretende describir la evolucin de la zona en trmi-nos de dinmica de placas.

2.1. La Orogenia Varisca

Contexto geotectnico

El cinturn orognico 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 Repblica Checa por el norte, has-ta los Apalaches del Sur y las Ouachitas en Nortea-mrica y las Mauritnides de frica oriental por elsur (Fig. 14a). La construccin de este edificio oro-gnico se produjo entre 500 y 250 Ma por la coli-sin de varias placas como Laurentia y Blticacontra Gondwana, que se situaba al SO. A todoslos procesos que acompaan la colisin, se les co-noce con el nombre de Orogenia Varisca y durantesu desarrollo se produjo el cierre de al menos tresocanos (Iapetus, Rheico y Galicia-Macizo CentralFrancs), cuyos restos estn preservados en retazosde suturas (Matte, 1991). El resultado final es laconcentracin de la mayor parte de los terrenos su-bareos en un nico 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 (Ibrico, Armoricano, MacizoCentral Francs, Ardenas-Renohercnico y Bohmi-co) que sufrieron poca deformacin ulterior, excep-to en las zonas afectadas por la Orogenia Alpina co-mo: Alpes, Pirineos y la Cordillera Btica (Matte,1991). Como veremos a lo largo de este trabajo,tambin hay que incluir dentro de este grupo a laCordillera Cantbrica en el norte del Macizo Varis-co que aflora en el NO de la Pennsula Ibrica.

El cinturn varisco fue sometido a una fuerte ero-sin antes del Prmico y se desmembr definitiva-

mente durante el Mesozoico en varias placas du-rante la apertura del Ocano Atlntico. Tras la rup-tura de Pangea, uno de los segmentos de la cadenavarisca se encuentra en Amrica, al otro lado delocano, y otra parte se extiende desde la costa oc-cidental de frica hasta el Macizo de Bohemia, pa-sando por el oeste de la Pennsula Ibrica.

El Macizo Ibero-Armoricano

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


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b

Figura 14. a) Orgenos peri-Atlnticos del Paleozoico en una recons-truccin prmica segn Matte (1991). b) Configuracin de superconti-nente Pangea entre el Prmico superior y el Trisico inferior (220-240Ma), segn Moores y Twiss (1995).


Bohemia, como la que se observa en la Figura 15,uniendo los diferentes macizos y trasladando Ibe-ria, Crcega y Cerdea 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 Ibrico, queconstituye la rama sur del Arco Ibero-Armoricano,es el que presenta actualmente la mejor seccin ge-olgica de todos los macizos variscos en Europa


A A

Figura 15. Esquema estructural del Orgeno 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-Crdoba; O.M.S.: sutura de Ossa-Morena. Los bloques de Iberia y de Crcega-Cerdea se repre-sentan en su posible posicin prmica con respecto a Europa. Corte geolgico a travs del Macizo Ibrico. Situacin del corte en la Figura a. To-madas de Matte (1991).


Occidental. En l se puede observar la doble ver-gencia opuesta, hacia el E en la parte norte y haciael SO en la parte sur, caracterstica de los orgenosde colisin (Fig. 15).

Toda esta seccin ha sido ampliamente estudiadadesde finales del siglo pasado y Lotze (1945) esta-bleci la primera divisin en seis zonas del orge-no en base a criterios estructurales, estratigrficosy/o metamrficos. Julivert et al. (1972) redujeron acinco las zonas y ms recientemente se han modifi-cado ligeramente los lmites entre ellas (Arenas etal., 1986; Farias et al., 1987), quedando definitiva-mente dividido de norte a sur en: Zona Cantbrica,Zona Asturoccidental-Leonesa, Zona Centro-Ibri-ca, Zona de Galicia-Trs-os-Montes, Zona deOssa-Morena y Zona Sur Portuguesa (Fig. 16a).

La parte noroeste del Macizo Ibrico constituyeuna espectacular seccin continua de 400 km. De Ea O el nivel de erosin es progresivamente ms ba-

jo y afloran desde las zonas ms externas del or-geno (Zona Cantbrica) hasta las ms internas (Zo-na Centro-Ibrica y Galicia-Trs-os-Montes). Gra-cias a ello se pueden observar todas las estructurasque caracterizan los orgenos colisionales: las zo-nas internas profusamente afectadas por metamor-fismo e intruidas por granitos y las zonas externasdonde la deformacin 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 (Prez-Estan et al.,1991) (Fig. 16b).

En la Figura 17 se representan los distintos esta-dios de la evolucin del sector NO del margen no-ribrico durante el Paleozoico segn Matte (1991).La historia comienza con una etapa distensiva en elPaleozoico inferior formndose e

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