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Diploma de Estudios Avanzados
Trabajo de Investigacin
ANLISIS GRAVIMTRICO E ISOSTTICO
EN EL MACIZO HESPRICO
Directores: Dr. Alfonso Muoz Martn Dr. Andrs Carb Gorosabel
JUAN LVAREZ GARCA 2002
ndice NDICE 1. INTRODUCCIN Y OBJETIVOS.............................................................................1 2. ANTECEDENTES........................................................................................................4 3. MARCO GEOGRFICO Y GEOLGICO................................................................8 4. CREACIN DE BASES DE DATOS GEOFSICOS...............................................14
4.1. DESCRIPCIN DE LOS DATOS..............................................................................14 4.2. INTEGRACIN EN BASES DE DATOS..................................................................15
5. MAPA DE ANOMALAS DE BOUGUER...............................................................18
5.1. GRAVEDAD TERICA Y REDUCCIONES GRAVIMTRICAS.......................18 5.2. CLCULO DE LA ANOMALA DE BOUGUER....................................................22 5.3. MAPA DE ANOMALAS DE BOUGUER................................................................22 5.4. ANLISIS CUALITATIVO DEL MAPA DE ANOMALAS DE BOUGUER ....23
6. ANLISIS ISOSTTICO..........................................................................................28
6.1. MODELOS ISOSTTICOS........................................................................................28 6.2. PARMETROS EN EL MODELO ISOSTTICO DE AIRY-HEISKANEN.......30 6.3. CAMPO ISOSTTICO REGIONAL (CIR).............................................................36 6.4. MAPA DE ANOMALAS ISOSTTICAS RESIDUALES (AIR)..........................36 6.5. ANLISIS CUALITATIVO DEL MAPA DE AIR...................................................38 6.5.1. MAPA DE PRIMERA DERIVADA VERTICAL............................................42 6.6 ANLISIS CUANTITATIVO DEL MAPA DE AIR.................................................44 6.6.1. ANLISIS ESPECTRAL...................................................................................44 6.6.2. MAPA DE MXIMO GRADIENTE................................................................47
7. DISCUSIN Y CONCLUSIONES............................................................................52
7.1. ANLISIS COMPARATIVO DE LOS MAPAS GRAVIMTRICOS.................52 7.2. INTEGRACIN CON OTROS DATOS GEOFSICOS.........................................55 7.3. CONCLUSIONES.......................................................................................................60
8. BIBLIOGRAFA.........................................................................................................63
1. Introduccin y objetivos
1
1. INTRODUCCIN Y OBJETIVOS.
Tanto la composicin como la estructura superficial del Macizo Hesprico han
sido estudiadas en detalle, a lo largo de un dilatado perodo de tiempo, mediante las
tcnicas propias de la geologa. Gracias a estos estudios geolgicos se ha aportado una
gran cantidad de informacin acerca del origen y evolucin de este macizo que
constituye el afloramiento de rocas paleozoicas ms extenso de la Pennsula Ibrica. Sin
embargo, el estudio y conocimiento de la geologa profunda del Macizo Hesprico
mediante los mtodos geofsicos no ha podido desarrollarse de manera similar. Este
hecho puede atribuirse a la falta o escasez en la implantacin de las tcnicas geofsicas
que, debido a su alto coste en algunos casos o debido a una falta de tradicin en otros,
no han sido utilizadas o tan slo se ha comenzado a hacer, de manera satisfactoria, en
los ltimos cuarenta aos.
Afortunadamente, en los ltimos veinte o veinticinco aos se han desarrollado un
gran nmero de trabajos puntuales que aportan una informacin bsica y fundamental
sobre la geologa profunda del Macizo Hesprico. Estos estudios estn basados en
tcnicas geofsicas diversas tales como la ssmica de refraccin-reflexin de gran
ngulo, el magnetismo, los mtodos elctricos-electromagnticos y la gravimetra. De
esta manera ya se dispone de una caracterizacin profunda del macizo, en detalle, al
menos en algunas zonas o en perfiles concretos.
Gracias al desarrollo de los estudios basados en campos potenciales (gravimetra y
magnetismo) esta caracterizacin geolgica profunda se ha podido realizar en reas
extensas, pasando de los estudios bidimensionales mediante perfiles (ssmicos,
elctricos, etc), a los estudios en tres dimensiones.
El desarrollo de este trabajo se encamina por esta lnea de investigacin.
Fundamentalmente se trata de caracterizar composicional y estructuralmente la corteza
del Macizo Hesprico mediante el anlisis de datos gravimtricos y su integracin en un
mapa de Anomalas Isostticas Residuales (en adelante AIR).
El objetivo es caracterizar los rasgos estructurales del Macizo Hesprico a partir
de la realizacin de un mapa de anomalas isostticas residuales a escala peninsular.
1. Introduccin y objetivos
2
Adems se intentar prestar especial atencin en la discusin sobre la
interpretacin de este tipo de mapas, ya que un anlisis simplista de esta informacin
(sin contemplar la geologa superficial), podra llevar a errores tales como la
interpretacin de todas las anomalas en trminos de desequilibrios isostticos.
Por ltimo, se pretende analizar aquellas zonas que pueden reflejar un
desequilibrio isosttico bajo el campo de esfuerzos actual dando lugar a movimientos
diferenciales entre las distintas unidades que forman la corteza.
Para conseguir estos objetivos es necesario alcanzar unos objetivos parciales y
seguir un proceso metodolgico que describimos a continuacin:
1. Conocimiento del estado del arte con respecto al tema en cuestin. Para ello se
ha recopilado y estudiado toda informacin disponible tanto en lo que se refiere
a las caractersticas geolgicas de la zona como a los estudios geofsicos previos
y nuevas metodologas a aplicar.
2. Recopilacin de los datos a utilizar. Si bien en este trabajo no se han tomado
datos nuevos, si se ha recopilado una gran cantidad de informacin geofsica
procedente de diferentes organismos pblicos nacionales e internacionales.
3. Integracin de la informacin en bases de datos homogneas. Debido a que los
datos proceden de diversos organismos ha sido necesario el reelaborar e integrar
toda la informacin en nuevas bases de datos que aseguren una cobertura de
calidad .
4. Elaboracin de un Modelo Digital del Terreno (MDT). Este modelo es necesario
para realizar la correccin topogrfica en el clculo de la anomala de Bouguer.
Adems gracias a este modelo, mediante la tcnica de las anomalas isostticas
residuales, podemos definir la distribucin y geometra de las races isostticas
para poder calcular su efecto gravimtrico.
1. Introduccin y objetivos
3
5. Realizacin de un mapa de anomalas de Bouguer a escala peninsular. Este mapa
nos permitir conocer la distribucin de densidades tanto en la corteza como en
el manto superior. Como complemento se construir un mapa de anomalas de
aire libre para poder realizar determinaciones de profundidad basadas en
tcnicas espectrales.
6. Elaboracin del mapa de Anomalas Isostticas Residuales (AIR). Gracias a este
tipo de mapa gravimtrico podremos conocer la distribucin de densidades en
las capas ms superficiales de la corteza gracias a la eliminacin del efecto
gravimtrico debido al dficit de densidad (races isostticas) bajo las reas que
presenten un relieve acusado.
2. Antecedentes
2. ANTECEDENTES.
El estudio del campo gravitatorio terrestre fue una de las primeras investigaciones
que se realizaron al estudiar los campos potenciales terrestres a escala global. La
dificultad que inicialmente presentaba este mtodo era en cuanto a la instrumentacin ya
que las medidas se realizaban con mtodos pendulares. Este hecho qued superado al
comenzar a observar con gravmetros, instrumentos de gran precisin y fcilmente
transportables que permitan realizar la observacin relativa de la gravedad de forma
rpida y poco costosa lo que contribuy a un progresivo aumento en el nmero de
observaciones realizadas.
El propsito de este captulo es el de esbozar brevemente el desarrollo de los
estudios realizados mediante el mtodo gravimtrico en la Pennsula Ibrica y ms
concretamente en el Macizo Hesprico.
Los estudios sobre la determinacin de la gravedad en la Pennsula Ibrica
comenzaron en 1877 gracias a Barraquer. En el periodo entre 1882 y 1883, Barraquer
realiza la primera determinacin de la gravedad absoluta en el Observatorio
Astronmico de Madrid.
Sobre 1920 Sans Huelin realiza el primer mapa de anomalas de aire libre y de
anomalas de Bouguer de la Pennsula Ibrica utilizando 93 estaciones pendulares en
Espaa y 4 en Portugal (Inglada, 1923).
Aos ms tarde, a partir de este nmero de observaciones, se publica el primer
mapa de anomalas isostticas de la zona centro-meridional de la pennsula (Inglada,
1927).
Al final de la dcada de los cuarenta se llega a un total de 200 estaciones de
observacin de la gravedad. Sans Huelin y Lozano (1948), realizan un estudio de las
anomalas de Bouguer en la Pennsula Ibrica basado en 208 observaciones . Estos
autores presentan los mapas de anomalas de Bouguer a escala 1:3000000 utilizando
distintas expresiones de gravedad normal. En este trabajo se realiza una de las primeras
4
2. Antecedentes
interpretaciones de estas anomalas en funcin de la topografa a nivel de toda la
pennsula.
En ese mismo ao, Lozano (1948 a,b) estudia las anomalas isostticas en Espaa
segn la hiptesis de Airy y realiza una sntesis acerca de la interpretacin de las
anomalas isostticas donde se generaliza el concepto de isostasia.
En los aos sesenta se comienza la observacin con gravmetros dentro de un
proyecto consistente en la publicacin de los mapas de anomalas de Bouguer para las
distintas provincias del pas a escala 1:200000. En este aspecto destacan las
publicaciones de Lozano (1963 a, b, c, d; 1966) y del Instituto Geogrfico Catastral
(1968, 1969, 1970).
Lozano (1962) publica el mapa para la correccin topo-isosttica de la Pennsula
Ibrica segn la teora de Airy-Heiskanen utilizando espesores de corteza de 20 y 30
Km. Esta correccin se aplica desde el punto de observacin hasta distancias de 166.7
Km.
Posteriormente Lozano (1964) realiza un estudio de las anomalas de aire libre y
Bouguer-isosttica para la Pennsula Ibrica a escala 1:2000000.
En la dcada siguiente el Instituto Geogrfico y Catastral (1972) publica un
avance del futuro mapa de anomalas gravimtricas a escala 1:2000000 basado en 236
observaciones de gravedad en Espaa y 46 en Portugal.
Dos aos ms tarde el Instituto Geogrfico y Catastral publica el avance del mapa
de anomalas de Bouguer de la Pennsula Ibrica a escala 1:1000000 dividido en cuatro
hojas (1974). En este trabajo se utiliza la frmula de gravedad normal del Geodetic
Reference System (GRS) de 1967.
Alonso San Milln, (1978), presenta en la 11 Asamblea Nacional de Geodesia y
Geofsica los mapas de anomalas de aire libre y de Bouguer basados en un total de
2621 estaciones gravimtricas.
5
2. Antecedentes
Posteriormente comenz una etapa de gran cantidad de trabajos gravimtricos de
carcter ms local. Entre ellos podemos destacar el trabajo de Cadavid (1977), donde se
propone un mapa de isopacas para una corteza normal basado en la frmula de
Woolard & Strange (1962).
Bayer y Matte, (1979) y posteriormente Castao et al. (1981) estudian la
geometra y posicin de los Complejos Ultramficos del nororeste peninsular
utitlizando el mtodo gravimtrico.
Carb, (1980), realiza un estudio detallado en la Cordillera Ibrica donde retoma
la utilizacin de las anomalas isostticas residuales basndose en los trabajos
publicados por Lozano.
Bergamn (1983), publica el Mapa Gravimtrico del Campo de Calatrava .
Posteriormente, Bergamn y Carb (1986), interpretaron datos gravimtricos en la Zona
Centroibrica (Campo de Calatrava) donde estiman una corteza de 32Km acorde con los
datos ssmicos publicados.
Carb y Casas, junto con la empresa ADARO realizan el levantamiento
gravimtrico detallado del Macizo Hesprico para ENRESA (indito).En este trabajo
utilizan el sistema de referencia de 1967.
Casas et al. (1987) publican el Mapa Gravimtrico de Catalua en el que se
incluyen el mapa de anomalas de aire libre y el de anomalas de Bouguer a escala
1:500000. Este trabajo presenta una gran innovacin ya que es el primero en el que se
incluye la correcin por topografa hasta los 167 Km de la estacin de medida. El
sistema de referencia utilizado fue el GRS 1967.
En la dcada de los noventa se realizaron una gran cantidad de trabajos que tenan
por objetivo el estudio y la modelizacin de estructuras a partir de los mapas
gravimtricos. Cabe destacar los trabajos de Bergamn y Tejero (1993), Tejero et al.
(1996), Gmez Ortiz (2001) y Rey Moral (2001).
6
2. Antecedentes
7
Es en esta misma dcada cuando se publica el ltimo mapa gravimtrico a escala
peninsular (Mezcua et al., 1996). En este trabajo se presentan los mapas de anomalas
de aire libre y de anomalas de Bouguer a escala 1:1000000 para toda la Pennsula
Ibrica y las Islas Baleares. Para su realizacin se utiliz un total de 32.976 estaciones
terrestres, corrigiendo cada estacin por topografa hasta una distancia de 167 km,
gracias a un modelo digital del terreno con una resolucin de 200m. Como sistema de
referencia se seleccion el Geodetic Reference System 1980 (GRS 80), Moritz (1984).
Stapel (1999) realiza un estudio sobre el estado isosttico en el oeste de la
Pennsula Ibrica donde presenta un mapa de anomalas isostticas residuales basado en
la inversin del mapa de anomalas de Bouguer.
En un trabajo reciente, lvarez et al. (2002), presentan el Mapa de Anomalas
Isostticas Residuales para la Pennsula Ibrica. En este trabajo se utilizan un total de
142620 datos gravimtricos distribuidos en reas emergidas y en reas marinas. El
sistema de referencia utilizado fue el de 1967 y la correccin por topografa se realiz
hasta los 167 km.
3. Marco geogrfico y geolgico 3. MARCO GEOGRFICO Y GEOLGICO
El Macizo Hesprico constituye la zona suroriental de la placa Armoricana, un
extenso bloque cortical que comenz a separarse de Gondwana a principios del
Paleozoico (Dallmeyer y Martnez Garca, 1990). Este macizo qued separado de
Laurentia por la apertura del ocano proto-Atlntico. Posteriormente result modificado
por los eventos tectonotermales propios del periodo Alpino.
Geogrficamente, y de manera aproximada, este macizo ocupa la mitad oriental de
la Pennsula Ibrica ocupando un rea entre latitudes de 37N a 43.5N y longitudes de
9W a 3W. Sus lmites quedan definidos por el Mar Cantbrico al norte, el Ocano
Atlntico al sur y suroeste, las cuencas sedimentarias post-alpinas del Duero y del Tajo
al Este y por ltimo queda limitado hacia el sureste por la cuenca del Guadalquivir (fig
3.1).
Figura 3.1.- Situacin geogrfica y contexto geolgico del Macizo Hesprico. En este mapa se
representan las principales unidades geolgicas de la Pennsula Ibrica as como las principales cuencas
terciarias. CD, cuenca del Duero; CE, cuenca del Ebro; CT, cuenca del Tajo; CG, cuenca del
Guadalquivir.
8
3. Marco geogrfico y geolgico
Geolgicamente, el Macizo Hesprico representa el afloramiento ms extenso de
rocas Paleozoicas (Pre-Prmicas) de toda la Pennsula Ibrica. Otros afloramientos
paleozoicos importantes de la pennsula se dan en la Sierra de la Demanda, la Cordillera
Ibrica, la zona axial de los Pirineos, las cadenas Costero-Catalanas y las zonas internas
de las Cordilleras Bticas.
Inicialmente el Macizo Hesprico fue dividido en seis zonas diferentes (Lotze,
1945) segn caractersticas estratigrficas, estructurales y metamrficas (fig. 3.2 a). De
noroeste a sureste se incluan las zonas Cantbrica, Asturoccidental-Leonesa, Galaico-
Castellana, Lusitana-Alcudiense, Ossa Morena y Surportuguesa. Posteriormente esta
divisin queda modificada en el Mapa Tectnico de la Pennsula Ibrica ( Julivert et. al,
1972-1974 ) en el que se agrupan las zonas Galaico-Castellana y Lusitana-Alcudiense
en una sola zona denominada Centroibrica (fig 3.2 b). Esta ltima zona se revisa
nuevamente ( Farias et. al., 1987 y Arenas et al., 1988 ) dando lugar a la subzona de
Galicia-Tras-Os-Montes que constituye el complejo alctono catazonal dentro de la
zona Centroibrica.
Figura 3.2.- Clasificaciones de zonas en el Macizo Hesprico. a) Clasificacin de Lotze, 1945. b)
Clasificacin de Julivert et al., 1972-74. Ver texto para la explicacin.
A continuacin se exponen, de manera somera, algunas de las caractersticas
estratigrficas y estructurales ms importantes de cada una de estas cinco zonas.
9
3. Marco geogrfico y geolgico
ZONA CANTBRICA.
Esta zona representa el cinturn de cabalgamientos del antepas de la Cadena
Hercnica en el norte de la Pennsula. Ocupa el ncleo del arco Ibero-Armoricano que
queda definido por la traza de todas las estructuras en esta zona.
Estratigrficamente la Zona Cantbrica se caracteriza por presentar una secuencia
cambro-ordovcica incompleta y poco potente. Los materiales siluro-devnicos quedan
bien representados en el oeste de la zona y desaparecen hacia el este. Por ltimo cabe
destacar que esta zona se caracteriza por presentar una secuencia carbonfera bien
desarrollada y muy potente.
Dentro de la Zona Cantbrica se han reconocido una serie de unidades alctonas
(Julivert, 1971; Prez Estan et. al., 1988 ) y una unidad que forma parte del autctono
relativo del arco Ibero-Armoricano denominada Unidad del Pisuerga Carrin (Julivert,
1971) y que posteriormente ha recibido el nombre de Unidad Palentina (Martnez
Garca, 1988). Estas unidades se han visto emplazadas en el marco de una tectnica de
tipo thin-skinned quedando retrabajadas por un plegamiento posterior. Otra de las
caractersticas de esta zona es la prctica ausencia de metamorfismo y estructuras
penetrativas asociadas.
Por ltimo hay que mencionar que en cuanto a sus lmites, el ms occidental y el
que pone en contacto esta zona con las partes ms internas del Macizo Hesprico queda
definido por los afloramientos de rocas precmbricas que aparecen en el Antiforme del
Narcea. Por el este, la zona queda limitada por afloramientos mesozoicos y terciarios, y
por el norte, por el Mar Cantbrico.
ZONA ASTUROCCIDENTAL-LEONESA.
Representa la zona de transicin entre las zonas externas de antepas y las zonas
ms internas del macizo situadas hacia el Oeste (Zona Centroibrica). La definicin de
sus lmites ms recientes fue propuesta por Julivert et. al., (1972-1974) donde se
establecan dos antiformes de forma arqueada como lmites de la zona. Por un lado el
10
3. Marco geogrfico y geolgico Antiforme del Narcea como lmite Este y el Antiforme del Ollo de Sapo por el Oeste.
Posteriormente se ha propuesto como lmite occidental el accidente extensional de la
Falla de Vivero y su prolongacin en el sinclinal del Sil-Truchas.
En cuanto a la estratigrafa, la zona presenta una serie montona de tipo flysch
correspondiente al Proterozoico Superior seguida de una potente serie paleozoica de
facies marinas someras. Adems aparecen una variedad de litologas metamrficas que
abarcan rangos desde la facies de esquistos verdes hasta las facies anfibolticas. Este
grado de metamorfismo aumenta progresivamente hacia el Oeste donde abundan las
rocas granticas. Algunos de los afloramientos de esta zona se prolongan hacia el Este
en la Sierra de la Demanda y en la Cordillera Ibrica.
En cuanto a la estructura hay que destacar la existencia de tres rasgos
caractersticos, por un lado la presencia de grandes pliegues recumbentes con vergencia
hacia el Este, grandes cabalgamientos y amplios pliegues abiertos. Los pliegues
recumbentes ms importantes son el anticlinal de Mondoedo-Lugo-Sarria (Matte,
1968) y el sinclinal de Villaodrid (Walter, 1966). Uno de los cabalgamientos ms
importantes es el que despega la lmina alctona de Mondoedo (Marcos, 1973;
Martnez Cataln 1980, 1985; Bastida et. al., 1986). En cuanto a los grandes pliegues
abiertos buenos ejemplos los constituyen la antiforma de Lugo y la sinforma de
Bretoa, ambos en el rea occidental de la zona.
ZONA CENTROIBRICA.
El nombre de Zona Centroibrica fue propuesto por Julivert et. al. (1972)
incluyendo las zonas Galaico-Castellana y Lusitano-Alcudiense de Lotze (1945). Desde
el punto de vista estratigrfico y estructural uno de sus rasgos ms caractersticos es la
presencia del contacto discordante de la Cuarcita Armoricana perteneciente al
Ordovcico (Arenig) sobre el Complejo Esquisto-Grauvquico (Dez Balda, 1980) de
edad Cmbrico-Precmbrico resultado de la etapa de deformacin Srdica. Otra de sus
caractersticas principales es la gran heterogeneidad que presentan sus materiales en
relacin con el grado de metamorfismo y plutonismo. En cuanto a los cuerpos granticos
cabe destacar la dualidad entre granitos sin-tectnicos y granitos post-tectnicos
(Ugidos, 1990).
11
3. Marco geogrfico y geolgico
Por otra parte, como rasgo caracterstico de esta zona, en el noroeste de la
Pennsula Ibrica aparecen unos complejos alctonos ultramficos catazonales (Cabo
Ortegal, Ordenes, Bragana, Morais) que se han agrupado en la denominada subzona de
Galicia-Tras-Os-Montes (Farias et. al., 1987; Arenas et. al., 1988).
Con respecto a la estructura general del Macizo Hesprico, la Zona Centroibrica
constituye su zona axial, donde se presentan dos dominios tectnicos diferenciados en
cuanto a la estructura hercnica se refiere (Dez Balda et al., 1990). Por un lado, hacia el
Norte, aparece el Dominio de Pliegues Recumbentes y, hacia el Sur, aparece el Dominio
de los Pliegues Verticales.
Los ltimos lmites propuestos para esta zona (Dez Balda et. al., 1990) los
constituyen la Falla de Vivero y su prolongacin en el Sinclinal del Sil-Truchas
(Martnez Cataln, 1985) por el Norte y la Banda de Cizalla de Badajoz-Crdoba por el
Sur.
ZONA DE OSSA MORENA.
Esta zona presenta series estratigrficas muy variadas ya que afloran materiales de
edades comprendidas entre el precmbrico hasta el Carbonfero. De manera general
estos materiales se asignan a una sucesin de etapas tectnicas bien diferenciadas dentro
de la evolucin del Macizo Hesprico (Quesada et. al., 1990). Estos autores diferencian
unas series preorognicas precmbricas, una etapa de rift que sitan en el Cmbrico ,
una etapa de margen pasivo con duracin desde el Ordovcico hasta el Devnico y una
fase sinorognica desde el Devnico Superior hasta el Prmico Inferior.
La zona presenta un metamorfismo regional concentrado en dos bandas con
direccin NO-SE en relacin con dos antiformas en donde aflora el Precmbrico.
Adems el plutonismo presenta un amplio espectro desde el punto de vista geoqumico
incluyendo cuerpos intrusivos tanto de carcter cido como bsico.
La estructura de la zona se debe a una serie de fracturas importantes que dan como
resultado una compartimentacin de la zona en dominios que generalmente mantienen
la orientacin NO-SE.
12
3. Marco geogrfico y geolgico
13
Por ltimo hay que comentar que el lmite norte de esta zona presenta alguna
controversia ya que algunos autores lo sitan en el Batolito de los Pedroches mientras
que otros consideran ms correcto la Zona de Cizalla de Badajoz-Crdoba. El lmite sur
con la zona Surportuguesa lo marca un cabalgamiento que pone en contacto esta zona
con la Unidad del Pulo do Lobo y la Ofiolita de Beja-Acebuches.
ZONA SURPORTUGUESA
Esta zona constituye la rama sur del Macizo Hesprico y est compuesta por cinco
dominios bien diferenciados geolgicamente (Oliveira, 1990). De Norte a Sur afloran la
Ofiolita de Beja-Acebuches, la Antiforma de Pulo do Lobo, la Faja Pirtica, el Grupo
del Bajo Alentejo y el Suroeste de Portugal. Casi todos los materiales de esta zona
corresponden al Devnico y al Carbonfero incluyendo litologas de todo tipo entre las
que destaca la existencia de un importante complejo vulcano-sedimentario con
importantes yacimientos de sulfuros masivos asociados (Bogaard y Schermerhorn,
1980; Oliveira, 1983).
En cuanto a la estructura de la zona, inicialmente se interpret como una sucesin
de anticlinales y sinclinales (Carvalho et. al., 1971; Schermerhorn, 1971). Sin embargo,
la tendencia actual es la de asimilar las estructuras dentro de un modelo tectnico de
tipo thin-skinned (Ribeiro et. al., 1983) dentro de un contexto geotectnico colisional
(Silva et. al., 1990).
Los lmites de la zona quedan marcados por el cabalgamiento de Ficalho-
Almonaster en el Norte, por la Cuenca del Guadalquivir en el Sur y por los depsitos
Mesozoicos y terciarios del Oeste de Portugal.
4. Creacin de bases de datos geofsicos 2 451
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3
7 69
1
4. CREACIN DE BASES DE DATOS GEOFSICOS
Para construir un mapa de anomalas isostticas residuales se necesitan datos de
anomala de Bouguer para definir el campo gravitatorio y, adems se necesitan datos de
topografa para definir la geometra de las masas en compensacin o races isostticas
para el modelo isosttico seleccionado.
4.1. DESCRIPCIN DE LOS DATOS.
Para la elaboracin de los mapas gravimtricos que describiremos posteriormente,
se han utilizado un total de 233.773 observaciones gravimtricas (fig 4.1). Se ha
contado con un total de 140.539 datos correspondientes a reas emergidas y unas 93.234
observaciones en reas marinas.
Figura 4.1.- Observaciones gravimtricas en la base de datos. En azul se representan los datos de la
base de Smith & Sandwell, 1997. En naranja se representan los datos gravimtricos del I.G.N.,
E.N.R.E.S.A. y el Bureau Gravimetrique International. Ver texto para la explicacin.
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4. Creacin de bases de datos geofsicos 2 451
9
3
7 69
1
Las observaciones en tierra proceden de diversos organismos pblicos (Instituto
Geogrfico Nacional, E.N.R.E.S.A. y Bureau Gravimtrique International) , lo que
asegura unos resultados ptimos. Para las observaciones en mar se ha contado con datos
obtenidos mediante tcnicas de altimetra satelital, un mtodo de reconocido prestigio
ya que asegura una gran cobertura de informacin con una calidad muy aceptable. En
concreto las observaciones gravimtricas marinas proceden de la base de datos pblica
de Smith y Sandwell (1997). Sin embargo, dada la heterogeneidad en la procedencia de
las observaciones ha sido necesario realizar una base da datos homognea para toda la
Pennsula.
El total de 157.766 observaciones topogrfico-batimtricas se han tomado de dos
fuentes distintas. Por un lado se han seleccionado datos btimtricos de la base de datos
pblica de Sandwell y Smith (1997), obtenidos al igual que los datos gravimtricos
ocenicos mediante la tcnica de la altimetra satelital. Para los datos terrestres se ha
seleccionado la base topogrfica mundial GTOPO30 del Servicio Geolgico de Estados
Unidos.
4.2. INTEGRACIN EN BASES DE DATOS.
Como ya se ha comentado anteriormente, el conjunto de datos gravimtricos
presenta una gran heterogeneidad debido a la mltiple procedencia de los datos. Por ello
ha sido necesario el reelaborar toda la informacin en una base de datos homognea. A
continuacin se describe brevemente este proceso de reelaboracin.
El factor principal de homogeneizacin ha sido el establecer un sistema de
referencia comn para todas las observaciones gravimtricas. En este trabajo se ha
seleccionado el Geodetic Reference System (GRS) de 1967 cuya frmula se describe en
el captulo 5 de este trabajo. Adems, debido a que algunos de estos datos no
presentaban correccin topogrfica ha sido necesario realizar esta correccin a todos los
datos terrestres segn se describe en el captulo que sigue.
Con esto, se ha creado una base de datos gravimtricos para la Pennsula Ibrica
que presenta los siguientes campos: Latitud y Longitud del punto de observacin
(grados), cota o elevacin (m), valor de gravedad observada (mGal), coordenada X
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4. Creacin de bases de datos geofsicos 2 451
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7 69
1
referida al Huso 30N (m), coordenada Y referida al Huso 30N (m), valor de anomala de
aire libre (mGal), valor de anomala de Bouguer (mGal), valor de la correccin
topogrfica (mGal) y valor de la anomala de Bouguer Completa (mGal).
La base de datos topogrfico-batimtrica presenta los siguientes campos: Latitud y
Longitud del punto de observacin (grados), coordenada X referida al Huso 30N (m),
coordenada Y referida al Huso 30N (m) y cota o batimetra (m).
Los valores obtenidos a partir de estas bases de datos se han interpolado en mallas
regulares para los posteriores clculos y anlisis de la anomala isosttica residual. Las
caractersticas de estas mallas (tabla 4.1) se describen a continuacin.
Tipo de Malla Anomalas de Bouguer ( mgal ) Topogrfico-batimtrica
( m )
Origen de los datos
- Ocenicos: Smith & Sandwell, 1997 - Terrestres: IGN, ENRESA, BGI.
- Ocenicos: Sandwell & Smith, 1997 - Terrestres: GTOPO30, USGS
Mtodo de interpolacin Kriging, con variograma linear
N de datos 233773 157766
Separacin entre nodos 4 Km
Superficie de la malla 1.35*10
6 Km2
N de nodos 85324
Tabla 4.1.- Principales caractersticas de las mallas de datos utilizadas en este trabajo. Ver texto para la
explicacin.
Todos los datos de anomala de Bouguer completa se han interpolado en una malla
regular con 4Km de intervalo entre nodos. El algoritmo utilizado ha sido el Kriging con
variograma linear, debido a que es el ms aconsejable cuando se trabaja con datos
distribuidos aleatoriamente. El intervalo de 4Km entre los nodos de la malla nos indica
que las anomalas con longitud de onda menor de 10Km no van a poder interpretarse
con exactitud ya que el nivel de ruido del mapa se sita sobre ese valor (Frecuencia de
Nyquist).
16
4. Creacin de bases de datos geofsicos
17
2
451
9
3
7 69
1
El conjunto de todos los datos topogrficos se ha interpolado mediante kriging
dando como resultado una malla regular con un intervalo entre nodos de 4Km. Hay que
destacar que, segn lo que se propone en algunos trabajos (Simpson et. al., 1983), la
resolucin necesaria para definir las masas topogrficas es menor que en el caso de las
anomalas gravimtricas ya que el efecto gravimtrico de la compensacin topogrfica
queda atenuado por la distancia.
5. Mapa de anomalas de Bouguer
5. MAPA DE ANOMALAS DE BOUGUER
El concepto de anomala gravimtrica, la diferencia entre el valor terico de
gravedad y el valor observado, permite la aplicacin geolgica del mtodo
gravimtrico, ya que estas anomalas fundamentalmente reflejan las distintas
variaciones de densidad presentes en la corteza. Estas variaciones de densidad se
corresponden con la existencia de distintos cuerpos geolgicos con contraste de
densidad. De esta manera podemos investigar la distribucin y geometra de los cuerpos
geolgicos presentes en la corteza. Esta investigacin podemos realizarla tanto
cualitativamente como cuantitativamente. En el primer caso se hace necesario comparar
el mapa de anomalas con un mapa de la geologa de superficie, mientras que en el
segundo se hace necesario el uso de herramientas numricas y de modelizacin.
En este captulo se describe el procedimiento seguido en la obtencin del mapa de
anomalas de Bouguer de la zona de estudio. Este mapa reflejar la distribucin de
densidades en toda la corteza y servir como base de la construccin del mapa de
anomalas isostticas residuales.
5.1. GRAVEDAD TERICA Y REDUCCIONES GRAVIMTRICAS.
El primer paso a la hora de calcular una anomala gravimtrica es el de establecer
el valor de la gravedad en el punto de observacin segn un modelo terico. En nuestro
caso hemos utilizado el Geodetic Reference System de 1967 (GRS 1967) que define la
gravedad terica en funcin de la latitud ( tg ) ( ) sobre la superficie del elipsoide que configura la forma terica de la Tierra asumiendo un modelo terico de incremento de
densidad hacia el interior de la Tierra segn la ecuacin:
( ) 42 000023462.0005278895.01846.978031 sensengt ++=
Donde viene expresado en miligales y tg es la latitud geogrfica del punto de
medida.
18
5. Mapa de anomalas de Bouguer
Una vez definido el valor de gravedad terico en el punto de medida, estaremos en
condiciones de calcular la anomala gravimtrica restando este valor del valor de
gravedad observado en la estacin. Aplicando una serie de correcciones o reducciones
obtendremos la distintas anomalas gravimtricas. A continuacin se comentan las
reducciones utilizadas en este trabajo.
Reduccin de aire libre
La reduccin o correccin de aire libre se ha calculado a partir del coeficiente de
Faye que representa el gradiente vertical medio de la gravedad.
hCal = 3086.0 (mGal/m)
Donde h es la cota del punto en metros.
Reduccin del efecto de lmina de Bouguer
Esta correccin tiene en cuenta la atraccin que ejerce el material situado entre la
estacin de medida y el elipsoide de referencia. De esta manera se calcula la atraccin
de este material que constituye una lmina de densidad , con altura altura igual a la de
la estacin de medida y de extensin infinita. El valor de esta correccin se expresa
mediante la ecuacin:
hhGCb == 0419.02 (mGal)
Donde:
G es la constante de gravitacin universal
h es la altura en metros
es la densidad en gr/cc
Para la densidad de la lmina de Bouguer, denominada densidad de reduccin, se
ha tomado el valor medio medio de la corteza correspondiente a 2.67 gr/cc.
19
5. Mapa de anomalas de Bouguer
Correccin de curvatura
El propsito de la correccin de curvatura es el de convertir la geometra de la
lmina de Bouguer desde una lmina infinita a una capa esfrica de espesor igual al de
la altura del punto de observacin y cuyo radio medido desde la estacin (longitud de
arco) es de 166.7 Km. En este trabajo se ha utilizado la frmula de LaFehr para la
correccin de curvatura (LaFehr, 1991).
Correccin topogrfica
Cuando se realiza la reduccin de Bouguer se asume que la topografa alrededor
de la estacin de medida es plana. Este hecho es claramente falso debido a la existencia
de elevaciones y depresiones en el terreno que rodea la estacin. De esta manera se
tendrn zonas con excesos y defectos de masa con respecto a la lmina de Bouguer. La
correccin topogrfica calcula el efecto gravimtrico producido por la topografa
existente alrededor de la estacin y ser por tanto ms importante en aquellas estaciones
que estn rodeadas de grandes elevaciones.
Tradicionalmente esta era una tarea penosa ya que implicaba numerosos clculos y
gran cantidad de tiempo. Sin embargo, en la actualidad podemos realizar esta
correccin de manera rpida y sencilla gracias a las herramientas informticas. En este
trabajo se ha calculado esta correccin de manera automatizada hasta una distancia de
166.7 Km del punto de observacin. Para ello ha sido necesario realizar dos Modelos
Digitales del Terreno (MDT) a partir de los datos descritos en el captulo 4. El primer
modelo, que denominaremos MDT local se ha realizado mediante la interpolacin
mediante el algoritmo de kriging obteniendo una malla regular con un paso de malla de
1000 metros. El segundo MDT, que denominaremos regional se ha realizado con el
mismo algoritmo de interpolacin y con un paso de malla de 4Km.
La metodologa consiste en descomponer la superficie topogrfica que rodea la
estacin en una serie de figuras geomtricas sencillas para calcular el efecto
gravimtrico de cada una de ellas y aadrselo al valor de gravedad observado (fig. 5.1).
Dependiendo de la distancia a la que nos encontremos con respecto al punto de medida
20
5. Mapa de anomalas de Bouguer
se utiliza una u otra forma geomtrica. En las zonas ms prximas a la estacin, la
topografa se descompone en cuatro secciones triangulares. En las zonas intermedias se
Figura 5.1.- Figuras geomtricas y frmulas utilizadas para el clculo de la correccin topogrfica en la
zona prxima, zona intermedia y zona lejana. Ver texto para la explicacin.
21
5. Mapa de anomalas de Bouguer
utiliza el algoritmo de Nagy (1966) en el que se calcula la correccin descomponiendo
la topografa en una serie de prismas de base cuadrada. Por ltimo, en las zonas lejanas
se utiliza el algoritmo propuesto por Kane (1962) donde se descompone la topografa
en una serie de segmentos de anillos circulares. Gracias al MDT regional podemos
calcular los valores de correccin situados a grandes distancias del punto de
observacin.
5.2. CLCULO DE LA ANOMALA DE BOUGUER.
Una vez que se han realizado todas las reducciones y correcciones descritas en el
apartado anterior, estamos en condiciones de calcular el valor de la anomala de
Bouguer, esta anomala, en la que se incluye la correccin topogrfica se suele
denominar anomala de Bouguer completa y queda definida por la siguiente expresin:
( )tcbaltobs CCCCggAB +++= (mGal) Donde:
obsg es la gravedad observada en el campo
cC es la correccin de curvatura
tC es la correccin topogrfica
La determinacin del error total en la evaluacin de la anomala de Bouguer es
difcil, debido a la prctica inexistencia de duplicaciones en los datos originales. Sin
embargo despus de todas estas consideraciones se puede estimar un error de
mGal teniendo en cuenta que los errores mximos en la obtencin de la cota de la
estacin se estiman en metros y que los errores derivados del posicionamiento y de
la instrumentacin no superan los 0.4 mGal.
5.3
10
5.3. MAPA DE ANOMALAS DE BOUGUER.
El mapa de anomalas de Bouguer (figs. 5.2 y 5.3) se ha obtenido mediante la
interpolacin de los datos anteriormente descritos en una malla regular. Debido a que la
distribucin espacial de los datos es aleatoria se utiliz el algoritmo de kriging con
variograma linear como mtodo ptimo de interpolacin. Para asegurar unos resultados
22
5. Mapa de anomalas de Bouguer
fiables al obtener la malla, se seleccion un paso de malla de 4.000 metros en ambas
direcciones, de esta manera quedan asegurados unos resultados fiables con una relativa
densidad de puntos. Teniendo en cuenta tanto las dimensiones del mapa como el error
en la estimacin de la anomala de Bouguer, el intervalo de las curvas isoanmalas ha
sido de 5 mGal.
Hay que hacer especial significacin al respecto de las dimensiones del mapa, en
las figuras 5.2 y 5.3 se puede apreciar que este mapa incluye toda la Pennsula Ibrica y
reas ocenicas adyacentes. Los motivos por los que se ha seleccionado esta dimensin
de mapa en este trabajo son varios, primeramente se debe a una cuestin meramente
geolgica, ya que si se pretende caracterizar geolgicamente el Macizo Hesprico es
necesario el investigar su relacin con otras unidades como las cuencas terciarias y
reas marinas adyacentes. El segundo motivo es meramente una cuestin de clculo, ya
que la gran mayora de los procesados realizados sobre las mallas requieren que estas
sean cuadradas. El ltimo y quizs ms importante se debe a que si se quiere investigar
el estado isosttico de un determinado rasgo a escala regional, se debe conseguir una
cobertura de mapa lo suficientemente grande como para investigar las anomalas
isostticas de gran longitud de onda (mayores de 500 km) que tengan significado
geolgico.
Gracias al gran nmero de datos utilizados y a la extensin del mapa en reas
ocenicas se ha conseguido una mejora substancial con respecto a los mapas de
anomalas de Bouguer de la Pennsula Ibrica publicados anteriormente (Mezcua et al.,
1996).
5.4. ANLISIS CUALITATIVO DEL MAPA DE ANOMALAS DE BOUGUER.
Los valores del mapa de anomalas de Bouguer presentan un amplia variacin,
oscilando entre valores mximos de entorno a los 350 mGal en las zonas ocenicas y
valores mnimos alrededor de los 160 mGal en las Cordilleras Bticas. Hay que
destacar que los valores negativos de anomala de Bouguer se distribuyen sobre casi
toda la superficie de la Pennsula Ibrica, exceptuando la zona del noroeste peninsular,
asi como el rea ocupada por las zonas de Ossa-Morena y Surportuguesa y los terrenos
mesozoicos de Portugal.
23
5. Mapa de anomalas de Bouguer
En este mapa pueden apreciarse algunas anomalas que pueden asimilarse a
cuerpos geolgicos cartografiados en superficie, sin embargo en otras zonas esta
relacin ya no es tan clara, quedando enmascarada por la distribucin en profundidad de
las races isostticas.
Dentro de las anomalas de carcter negativo que se observan en el mapa, resaltan
los grandes mnimos gravimtricos asociados a las grandes cadenas montaosas que
existen en la Pennsula. En el Norte de la pennsula aparece una alineacin de mnimos
con direccin aproximada E-O que alcanzan valores de hasta 125 mGal que se
corresponde con la zona del macizo pirenaico. En el Sur, la alineacin de mnimos
gravimtricos con direccin NE-SO con valores mnimos de hasta 160mGal, pone de
manifiesto el efecto de las races isostticas que soportan las Cordilleras Bticas. La
Cordillera Ibrica tambin queda reflejada en este mapa quedando definida por
orientaciones de mnimos con valores de hasta 100 mGal segn una direccin NO-SE.
En el caso del Macizo Hesprico, la estructura y composicin de las zonas
Cantbrica y Asturoccidental-Leonesa quedan enmascarados considerablemente por los
efectos de la distribucin de densidades en profundidad. Esta zona del mapa presenta
valores moderados de anomala de Bouguer en general de carcter negativo, llegando a
valores positivos en las zonas prximas a la costa norte de la pennsula.
La Zona Centroibrica presenta un mayor grado de heterogeneidad que las dos
anteriores. Destacan en ella anomalas positivas de geometra elptica que definen la
presencia de los complejos ultramficos de Cabo Ortegal con valores en torno a los 75
mGal, y de rdenes donde la anomala no supera los 40 mGal. Aparecen en la zona
portuguesa otros dos cuerpos elpticos que presentan valores negativos (-25 mGal) de
anomala de Bouguer que pueden interpretarse como los complejos de Moris y
Bragana, dado que constituyen un mximo relativo con respecto a su entorno. En la
zona del Sistema Central destacan los grandes mnimos asociados con los depocentros
de las cuencas del Duero y del Tajo, donde se alcanzan valores de hasta 125 mGal,
estas anomalas quedan definidas por la presencia de dos importantes gradientes de
direccin NE-SO (fig. 5.3) que se asocian con las fallas de los bordes Norte y Sur del
Sistema Central. Dentro del Sistema Central, el sector de la Sierra de Gredos presenta
24
5. Mapa de anomalas de Bouguer
valores mayores (en torno a los 70 mGal) que el sector de la Sierra de Guadarrama
(-100 mGal). Uno de los gradientes ms destacados en esta zona es el de direccin E-O
que se relaciona con el contacto de los depsitos de la cuenca del Tajo con el macizo de
Toledo. Por ltimo hay que destacar la importante anomala longitudinal, con valores en
torno a los 25 mGal y direccin aproximada NO-SE, que se relaciona con la presencia
del Batolito de los Pedroches. A partir de esta zona el trnsito con los terrenos de las
zonas de Osa Morena y Surportuguesa se realiza de manera gradual, segn una banda
con orientacin NO-SE.
Las zonas de Ossa-Morena y Surportuguesa, presentan en casi su totalidad valores
positivos de anomala de Bouguer, sugiriendo una composicin y origen distinto de las
anteriores. Las anomalas presentan una orientacin NO-SE, reflejando la estructura de
la zona aunque de manera poco evidente. nicamente parece guardar expresin
gravimtrica la zona de contacto entre la unidad de Ossa-Morena y la zona
Surportuguesa.
25
5. Mapa de anomalas de Bouguer
020
0000
4000
0060
0000
8000
0010
0000
012
0000
0
390000041000004300000450000047000004900000
PR
OY
EC
CI
N U
TM(H
uso
30)
010
0000
2000
0030
0000
4000
00m
etro
s
Figura 5.2.- Mapa de anomalas de Bouguer. Contornos cada 5 mGal. Los contornos rayados
representan mnimos relativos. Ver texto para la explicacin.
26
5. Mapa de anomalas de Bouguer
27
Figura 5.3.- Mapa de anomalas de Bouguer con iluminacin artificial. En este mapa resaltan los
gradientes gravimtricos. Ver texto para la explicacin.
6.Anlisis isosttico m 6. ANLISIS ISOSTTICO
El trmino isostasia procede de las palabras griegas iso y stasis que podemos
traducir como estado de equilibrio. Este trmino fue introducido por primera vez en
1882 (Dutton), aunque se tiene constancia de que algunas cuestiones concernientes al
equilibrio de la corteza terrestre fueron estudiadas desde los tiempos del Renacimiento.
Los primeros mapas de anomalas isostticas residuales se realizaron por los
geodestas debido a su inters por intentar verificar la existencia del principio de la
isostasia y las leyes y detalles que regulaban tal proceso. Actualmente los estudios en
esa lnea de investigacin siguen su curso intentando verificar el mecanismo de
compensacin isosttica ms adecuado para una zona determinada. Una segunda lnea
de investigacin emplea las anomalas isostticas residuales para conocer la geologa de
la corteza. Gilbert, (1913), reconoci la utilidad de las anomalas isostticas residuales
para este propsito y posteriormente Woolard, (1936, 1966, 1968) dedic un gran
nmero de estudios a la relacin de las AIR con cuerpos geolgicos y parmetros
ssmicos. Nuestro propsito se encamina por esta ltima lnea, la de utilizar las AIR
para reflejar y analizar las distintas configuraciones y relaciones entre los cuerpos
geolgicos de la corteza. En lo que sigue de trabajo nos referiremos al campo
gravitatorio producido por las masas que compensan isostticamente la topografa
(races isostticas) como Campo Isosttico Regional (CIR). De manera similar
denominaremos Anomala Isosttica Residual (AIR) a la anomala gravimtrica que
resulta de sustraer el valor del CIR del valor de anomala de Bouguer. Antiguamente los
mapas de AIR se denominaban Mapas Isostticos o Mapas de Anomalas
Isostticas, sin embargo en este trabajo se utiliza el trmino residual en parte por ser
ms explcitos y tambin para intentar corregir algunos errores que suelen aparecer en la
interpretacin de este tipo de mapas. Uno de los errores ms frecuentes es el de
interpretar todas las AIR en trminos de sobrecompensacin e infracompensacin
isosttica, hecho que generalmente es improductivo por razones que discutiremos a
continuacin.
28
6.Anlisis isosttico m 6.1. MODELOS ISOSTTICOS
Los mapas de anomalas de Bouguer, presentan, en general, valores negativos bajo
las zonas continentales elevadas y positivos en reas ocenicas, mientras que en las
regiones costeras eran prximas a cero, lo que indujo a pensar que debe existir un dficit
de densidad bajo zonas elevadas y un exceso bajo zonas ocenicas. Las teoras
isostticas intentan explicar esta distribucin irregular de densidades en la litosfera que
nos lleva a suponer un comportamiento no rgido de esta.
Diversos autores establecieron diferentes modelos que intentaban explicar el
comportamiento isosttico en la litosfera, sin embargo, de entre todos, cabe destacar los
tres principales, (fig 6.1):
A) Modelo de Pratt-Hayford. (Hayford y Bowie, 1912). En este modelo se considera un
nivel de compensacin a una cierta profundidad H, por encima del cual todas las masas
deben ser iguales. Para representar el modelo se toman prismas de litosfera en los que la
densidad de compensacin va variando en funcin de la profundidad para llegar al
equilibrio de las masas. En este modelo hay que calcular el, exceso o dficit de
densidad en la base de la corteza (suponiendo que se extiende a una profundidad
constante) para cada zona no situada al nivel del mar (por encima o por debajo).
B) Modelo de Airy-Heiskanen. (Heiskanen y Moritz, 1967). En este modelo se asume
que cada fragmento de litosfera est en equilibrio hidrosttico. En este modelo se
supone una densidad homognea del material litosfrico, de manera que el equilibrio de
cada prisma litosfrico se consigue hundiendo en mayor o menor medida sus races
en el manto astenosfrico. En este modelo de compensacin local hay que calcular el
espesor de la corteza bajo cada rasgo topogrfico, es decir, hay que establecer la
geometra de la raz. Para ello es necesario asumir una profundidad media de la corteza
justamente por debajo del nivel del mar.
C) Modelo regional de Vening-Meinesz (1939). Los dos mecanismos anteriores asumen
que el mecanismo de compensacin se realiza de manera local. El modelo de Vening-
Meinesz propone un comportamiento regional para el ajuste isosttico de la litosfera
29
6.Anlisis isosttico m introduciendo el concepto del parmetro R o grado de regionalidad. En este modelo la
litosfera responde de manera flexural para soportar las cargas topogrficas.
Figura 6.1- Modelos de compensacin isosttica. A) Pratt-Hayford, B) Airy-Heiskanen y C) Modelo de
placa elstica con compensacin regional (Vening-Meinesz). Ver texto para la explicacin.
6.2. PARMETROS EN EL MODELO DE AIRY-HEISKANEN.
El primer paso a la hora de realizar un mapa de AIR es seleccionar el modelo
isosttico que mejor se ajuste a las caractersticas geolgicas de la zona a estudiar. Este
modelo ha de ser capaz de definir satisfactoriamente la configuracin espacial de la
distribucin de densidades en la litosfera.
30
6.Anlisis isosttico m
El modelo isosttico de Airy-Heiskanen nicamente constituye una primera y
simple aproximacin a un fenmeno mucho ms complejo. En este modelo el soporte
isosttico de la topografa se consigue mediante variaciones en el espesor de la corteza
situada sobre un substrato ms denso. La geometra de la base de la corteza en este
modelo presenta una imagen casi especular de la topografa. Este modelo refleja
aproximadamente las variaciones de espesor cortical entre las reas emergidas y las
cuencas ocenicas, adems es capaz de predecir las races corticales bajo reas elevadas.
Sin embargo, en otras zonas, el espesor cortical guarda muy poca relacin con la
topografa, sugiriendo que otros modelos isostticos seran ms apropiados.
Figura 6.2 Parmetros en el modelo isosttico de Airy-Heiskanen con compensacin local. Modificado
de Simpson et. al., (1986).
Para la relizacin del mapa de anomalas isostticas residuales hemos
seleccionado el modelo de Airy-Heiskanen con compensacin local por su facilidad de
clculo y buenos resultados en reas continentales (Simpson et. al., 1986). Para calcular
la geometra de la raz, o geometra del Moho, T(x), con este modelo, es necesario
introducir tres parmetros iniciales, (fig 6.2). El primero de ellos es el espesor de la raz
de Airy-Heiskanen a nivel del mar,(Tc), el segundo es el contraste de densidad a travs
de la base de la raz, ( ) y, por ltimo la densidad de la carga topogrfica, (t).
Introduciendo estos parmetros en la siguiente ecuacin, (ec. 1), obtenemos la
geometra de la raz de Airy Heiskanen para zonas terrestres.
31
6.Anlisis isosttico m
TchT txx +=
)()( ( 1 )
En el formalismo de Airy-Heiskanen, las columnas de corteza ocenica con una
lmina de agua por encima , tienen una carga negativa en el techo, debido a la
presencia de agua en lugar de roca. Entonces la compensacin negativa se produce por
una ascensin de material denso que tiene su techo a una profundidad de, (ec. 2):
( )wd
( ) ( )
= wtwcw dTD . (2)
Para preparar el mapa de AIR, hemos utilizado parmetros que nos den una
geometra de la raz que se ajuste a la geometra del Moho determinada por
experimentos de ssmica de refraccin. La discontinuidad del Moho es una superficie
apropiada para la base de la raz de Airy debido a que se trata de una discontinuidad de
primer orden con respecto a las velocidades ssmicas y por tanto, debe representar una
superficie con un fuerte contraste de densidad. Sin embargo queremos remarcar que
ningn modelo isosttico simple podr darnos por si solo una geometra exacta del
Moho para un rea continental.
Los valores ms adecuados para los parmetros del modelo de Airy-Heiskanen en
diferentes zonas continentales han sido objeto de discusin por parte de diversos
investigadores. Sin embargo Chapin, (1996), propone una metodologa determinista
para la obtencin de dichos parmetros. En este trabajo hemos aplicado dicha
metodologa para la obtencin de los dos primeros parmetros, cuyo resultado pasamos
a describir a continuacin.
Para determinar el espesor de la raz a nivel del mar, Tc, se ha realizado un anlisis
espectral de una malla de datos de anomalas de aire libre para la Pennsula Ibrica de
iguales dimensiones y caractersticas a las anteriormente descritas (MDT y anomalas de
32
6.Anlisis isosttico m Bouguer). Karner y Watts, (1983) establecen este parmetro relacionndolo con la
pendiente de las curvas de ajuste de cada tramo del espectro. En la figura 6.3 podemos
observar el espectro medio radial de la malla de datos de anomalas de aire libre frente
al nmero de onda. Podemos apreciar que este espectro se puede descomponer en tres
tramos bien diferenciados definidos por tres rectas de ajuste. La pendiente de cada una
de estas rectas se puede asimilar a la profundidad media de las superficies que limitan
los principales contrastes de densidad en la litosfera. Por tanto, utilizando los valores de
espesor de las dos pendientes mayores, que reflejan contrastes entre zonas infra y
supracorticales, llegamos a valores medios de Tc de entre 30 y 35 Km. En un trabajo
anterior (lvarez et al., 2002) se utiliz el valor de la media aritmtica entre las dos
pendientes mayores. Sin embargo para la realizacin de este mapa se han realizado test
utilizando varios valores para Tc (fig 6.4) . De esta manera se ha llegado a la conclusin
de que el valor de Tc que mejor se ajusta para el caso de toda la Pennsula ibrica es el
de 30Km ya que con el se consigue una geometra del Moho muy prxima a los
espesores corticales deducidos a partir de diversos trabajos de ssmica de refraccin en
varias zonas de la Pennsula Ibrica, (Crdoba, 1987, Crdoba et al., 1987,1988,
Surinach y Vegas, 1988, ILIHA DSS Group, 1993, Grupo ESCI, 1995 ).
0 0.04 0.08 0.120.02 0.06 0.1
N ONDA (1/km)
-4
-2
0
2
4
Log1
0(Po
tenc
ia)
Fuente somera
Fuente intermedia
Fuente profunda
Nivel de ruido
45 Km 20 Km 13 Km
Figura 6.3. Espectro medio radial de la malla de anomalas de aire libre para la Pennsula Ibrica.
Las rectas de ajuste reflejan las profundidades de los principales contrastes de densidad en la litosfera.
33
6.Anlisis isosttico m
Figura 6.4. Mapas de la profundidad de la raz de Airy-Heiskanen para distintos valores de Tc. Ver
texto para la explicacin.
34
6.Anlisis isosttico m
El contraste de densidad a travs de la base de la raz se ha determinado a partir de
mtodos grficos. En la figura 6.5 se representan los valores de anomalas de Bouguer,
para reas terrestres, frente a sus cotas. La recta que se observa representa el ajuste de
todos los datos y su pendiente se corresponde con una densidad de 1.84 g.cm-3. De esta
manera, y asumiendo una geometra de lmina para la corteza inferior, podemos
calcular el contraste de densidad, como la diferencia entre el valor observado menos
el valor deducido. En nuestro caso, la densidad utilizada en la correcin de Bouguer fu
de 2.67 g.cm-3. De esta manera se consigui un valor para en reas continentales de
0.83 g.cm-3.
Figura 6.5. Grfico Anomala de Bouguer frente a la cota para datos terrestres. La lnea recta
representa el ajuste de los datos y su pendiente indica una densidad de 1.84 g.cm-3. La densidad de
reduccin en la correcin de Bouguer fu de 2.67 g.cm-3.
Para el ltimo de los parmetros del modelo de Airy-Heiskanen, la densidad de la
carga topogrfica, se ha seleccionado el valor medio de 2.67g.cm-3 utilizado
universalmente en el clculo de la correcin de Bouguer.
35
6.Anlisis isosttico m 6.3. CAMPO ISOSTTICO REGIONAL.
El clculo de la atraccin de las masas en compensacin (races isostticas) en un
punto de la superficie terrestre (CIR), se ha estimado calculando la atraccin en un
modelo de Tierra plana hasta una distancia de 166.7Km utilizando el algoritmo Airyroot
modificado de Parker, (1972) basado en la Transformada Rpida de Fourier (FFT).
Este CIR (o correccin isosttica), obtenido con este procedimiento representa la
atraccin gravitatoria de las races isostticas a nivel del mar (fig 6.6).
De manera general puede observarse que este campo es negativo bajo las reas
elevadas y altamente positivo en zonas de corteza ocenica. Para el caso del Macizo
Hesprico el CIR presenta valores negativos moderados excepto en el margen
noroccidental de la pennsula y en el Sistema Central y la Sierra de la Demanda donde
se llega a valores de 90 miligales. Si se analiza el resto de la pennsula se observa que
el mximo valor negativo del CIR se localiza en el rea de los Pirineos llegando a
alcanzar los 110 mGal. Otras zonas con altos valores negativos son la Cordillera
Ibrica con valores en torno a los 100 mGal y la zona de las Cordilleras Bticas donde
no se alcanzan valores menores de 80 mGal. Queda comprobado que el CIR es un
reflejo de la distribucin en profundidad de las races isostticas, ya que estas ltimas, a
su vez, constituyen la imagen especular de la superficie topogrfica en el modelo de
Airy-Heiskanen.
6.4. MAPA DE ANOMALAS ISOSTTICAS RESIDUALES.
La necesidad de realizar las correcciones isostticas estriba en que si se conoce el
valor del campo isosttico regional (causado por la compensacin en profundidad de la
carga topogrfica), y se sustrae del mapa de anomala de Bouguer observada, es posible
obtener un mapa de anomalas isostticas residuales que omite el efecto gravimtrico
causado por el dficit de densidad bajo las reas elevadas (races isostticas). El mapa
resultante muestra las anomalas de gravedad producidas por los contrastes de densidad
en la corteza, y, por tanto, permite definir con mucha ms resolucin los lmites entre
ellos. Esto permite una mejor localizacin de las estructuras frgiles que se desarrollan
en la corteza superior.
36
6.Anlisis isosttico m
Figura 6.6.- Mapa del Campo Isosttico Regional (CIR). Contornos cada 10 miligales. Ver texto para la
explicacin.
La obtencin de la anomala isosttica residual (AIR) se realiza entonces
sustrayendo el valor del campo isosttico regional (CIR), del valor de anomala de
Bouguer (AB) segn la (ec. 3).
AIR = AB CIR ( 3 )
El mapa de AIR de las figuras 6.7 y 6.8 se ha obtenido aplicando esta ecuacin a
los datos gravimtricos distribuidos en mallas regulares. Ambos tipos de mallas, tanto la
de anomalas de Bouguer como la del CIR presentan un paso de malla de 4 Km con lo
que se obtiene un mapa de AIR con la misma resolucin.
37
6.Anlisis isosttico m
Antes de pasar a realizar un anlisis cualitativo del mapa conviene comentar
algunos de los errores que puede presentar este mapa.
Debido a que se ha continuado el mapa de anomalas de Bouguer en reas
ocenicas aparecen algunos errores fundamentalmente en las reas donde el relieve del
fondo ocenico es especialmente abrupto. Para las reas terrestres, los valores de AIR
pueden estar sujetos a algunos errores, debidos fundamentalmente a la construccin del
mapa de anomalas de Bouguer. Estos errores pueden concretarse en incertidumbres al
determinar la cota de cada estacin de medida, correccin topogrfica y errores propios
en la medida de la gravedad en cada estacin. En cualquier caso, estimamos que el error
medio para las zonas emergidas no supera los 5mGal en general. Sin embargo este valor
medio puede verse incrementado en reas de extremado relieve topogrfico.
6.5. ANLISIS CUALITATIVO DEL MAPA DE AIR.
El mapa de anomalas isostticas residuales obtenido muestra una buena
correlacin con las principales unidades geolgicas y estructurales presentes en la
Pennsula Ibrica. Los valores mximos de anomala isosttica residual en la corteza
continental se localizan en el suroeste de la Pennsula con valores en torno a los 80
miligales. Por el contrario, los valores mnimos se corresponden con las Cordilleras
Bticas, llegndose a alcanzar los 65 miligales.
A continuacin se va a describir el mapa por sectores que se corresponden con la
presencia de las principales cordilleras que aparecen en la pennsula, de esta menera
definirenos los siguientes sectores: Pirineos-Cuenca del Ebro, Cordillera Ibrica-Sierra
de la Demanda, Cordilleras Bticas- Cuenca del Guadalquivir y Macizo Hesprico
(incluyendo las cuencas del Duero y del Tajo). En el caso del Macizo Hesprico se
realizar la descripcin atendiendo a cada una de sus zonas.
Sector Pirineos-Cuenca del Ebro:
Esta zona destaca por presentar valores de AIR muy prximos a cero, lo que
podra indicar que esta zona se encuentra muy prxima al equilibrio isosttico segn el
Modelo de Airy-Heiskanen. nicamente destaca la presencia de una alineacin de
38
6.Anlisis isosttico m mximos relativos donde se alcanzan valores de hasta 50 mGal que puede deberse a la
presencia de materiales densos emplazados a favor de la falla Norpirenaica. Aparecen
adems dos alineaciones de mnimos relativos, una con orientacin E-O debida a la
presencia de los depsitos sedimentarios palegenos en el eje de Pamplona-Vitoria, la
segunda alineacin de mnimos presenta una orientacin NO-SE y se relaciona con los
depsitos negenos de la cuenca del Ebro.
Sector Cordillera Ibrica-Sierra de la Demanda:
Las alineaciones de mximos y mnimos relativos en este sector definen
correctamente la estructura de la Cordillera Ibrica. En el norte de este sector aparece un
mximo elongado segn una orientacin NO-SE que interpretamos como la rama
aragonesa de la Cordillera Ibrica, paralelo a este mximo aparece una alineacin de
mnimos relativos que se corresponde con la zona de segmentacin de la cordillera y su
prolongacin en la cuenca de Almazn. En la Sierra de la Demanda aparecen valores
positivos sugiriendo una elevacin del basamento en este sector. Los depsitos
terciarios de la rama castellana quedan definidos por dos alineaciones de mximos con
orientaciones NO-SE y NNO-SSE. Estos dos mximos quedan interrumpidos por una
alineacin de mnimos NNE-SSO que se corresponde con la fosa de Teruel.
Sector Cordilleras Bticas-Cuenca del Guadalquivir:
En este sector se dan los valores mnimos de anomala isosttica residual. Este
hecho puede deberse a que esta zona se encuentre en un importante desequilibrio
isosttico o a que el modelo de Airy-heiskanen no defina correctamente el proceso de
compensacin. En concreto, pensamos que estas anomalas extremas se deben a una
combinacin de ambas causas, por un lado esta zona presenta una orientacin favorable
segn el campo de esfuerzos actual lo que provoca una intensa actividad ssmica que
distorsiona el proceso de ajuste isosttico. Por otra parte se ha sugerido recientemente
un comportamiento flexural para la litosfera bajo las Bticas, por tanto la aplicacin del
modelo de Airy podra no ser la ms adecuada en esta situacin.
Esta zona parece claramente segmentada, dandose importantes mnimos en las
zonas internas y pasando a valores moderados en las zonas externas. La orientacin de
39
6.Anlisis isosttico m los mnimos es NE-SO en las zonas orientales pasando a ser ms E-O bajo las mximas
cotas del macizo. Adems pueden observarse alineaciones de mnimos segn una
direccin NO-SE reflejando una estructura en bloques.
En la zona del Arco de Gibraltar aparecen dos cinturones de anomalas de
geometra arqueada. El primer cinturn y ms externo, de anomalas negativas, se
contina desde el rea de Granada hasta Tnger. El cinturn ms interno con valores de
hasta 75 mGal se corresponde con la presencia de los macizo ultramficos de Ronda y
el norte de Marruecos. Esta dualidad es caracterstica ambientes convergentes y pone de
manifiesto el emplazamiento hacia el oeste de la microplaca de Alborn.
Sector Macizo Hesprico:
Zona Cantbrica y Asturoccidental-Leonesa:
En un primer anlisis del mapa podemos observar claramente el reflejo de la
estructura arqueada de estas dos zonas. Aparecen alineaciones de mximos y mnimos
relativos segn las principales unidades de estas zonas. Hay que destacar que en
conjunto la zona presenta valores positivos, propios de cortezas engrosadas mediante
cabalgamientos donde no se han desarrollado races isostticas importantes que
compensen la topografa (Simpson et al., 1986)
En el mapa con iluminacin artificial de la figura 6.8 se observan gradientes
gravimtricos que se corresponden con lmites tectnicos. En la Zona destaca un
gradiente con direccin E-O que define el contacto de esta unidad con los materiales de
la cuenca del Duero, adems aparece otro gradiente, ms sutil, con orientacin NO-SE
que parece prolongarse hasta el Cabo de Peas siguiendo la traza de la falla de
Ventaniella. Tambin aparece marcado el contacto entre ambas zonas donde se pone en
contacto el Antiforme del Narcea con la unidad de Somiedo-Correcilla. Otro de los
accidentes importantes con expresin gravimtrica es la falla de Vivero.
Zona Centroibrica:
Esta zona presenta un patrn de anomalas complejo, ya que aparecen alineaciones
con direcciones E-O propias de la estructura hercnica y alineaciones gravimtricas con
40
6.Anlisis isosttico m orientacin NE-SO que se corresponden con la estructura alpina. En el noroeste
peninsular, zona de Galicia Tras Os Montes, destacan los mximos con geometra
elptica reflejando los complejos ultramficos de Cabo Ortegal, rdenes, Bragana y
Moris, estos complejos quedan definidos por importantes gradientes que marcan la
traza de los principales contactos entre estos complejos y sus autctonos relativos. Estos
cuerpos quedan separados entre s por una alineacin de mnimos con direccin NE-SO.
El Sistema Central queda definido por dos alineaciones de mximos, uno con
direccin E-O y otro con direccin NE-SO flanqueados por alineaciones de mnimos
paralelas a ellos que definen los depocentros de las cuencas terciarias adyacentes. En
general se observa una compartimentacin en el Sistema Central, ya que la zona de
Gredos presenta valores positivos de AIR mientras que, por el contrario, la zona de
Guadarrama se caracteriza por presentar valores medios negativos. Esta segmentacin
parece estar de acuerdo con los recientes datos de modelizacin de trazas de fisin, que
indican un levantamiento diferencial en ambos sectores (Plio-Cuaternario en
Guadarrama y Oligoceno-Mioceno en Gredos), (De Bruijne, 2001). Los grandes
mnimos adyacentes al Sistema Central delimitan de manera aproximada la geometra
del basamento en las cuencas del Duero y del Tajo, presentando estructuras asociadas E-
O en el primer caso y NNE-SSO en el segundo. Adems se observan unos mximos
orientados segn N-S en el rea oriental del sistema Central que debe corresponder con
los afloramientos metamrficos del sector Somosierra- Aylln.
Hacia el sur de la cuenca del Tajo y mediante un fuerte gradiente que
interpretamos como un accidente tectnico de primer orden, se observan unos mximos
relativos orientados E-O y NE-SO en la zona de los Montes de Toledo. Estos mximos
quedan interrumpidos por dos mnimos, uno NE-SO y otro E-O en la zona de Ciudad
real y Campos de Calatrava que dan paso a un mximo E-O.
Por ltimo hay que destacar el conjunto de mnimos relativos de gran extensin
que aparecen orientados segn una direccin NO-SE que se corresponden con el
afloramiento del Batolito de Los Pedroches. Este mnimo presenta un importante
gradiente que se contina hasta la costa portuguesa que representa la zona de sutura que
pone en contacto esta zona con la de Ossa-Morena.
41
6.Anlisis isosttico m
Zonas de Ossa-Morena y Surportuguesa:
La caracterstica principal al analizar estas dos zonas es la presencia de los valores
mximos de anomala para la corteza continental (hasta 80 mGal). Este hecho puede
deberse a la abundancia de terrenos de composicin mfica propios de cortezas
ocenicas (Ofiolitas, etc) emplazados en ambientes convergentes y la presencia de
grandes masas mineralizadas como los yacimientos de sulfuros masivos de la Faja
Pirtica.
Los mximos y mnimos relativos presentan una orientacin que sigue las
estructuras hercnicas, tal es el caso de los mximos relacionados con la banda de cizalla
de Badajoz-Crdoba y la ofiolita de Beja-Acebuches. Hacia el oeste de Portugal se
observa un mximo relativo curvado que delimita el contacto con los terrenos
mesozoicos de esa regin.
6.5.1.MAPA DE PRIMERA DERIVADA VERTICAL.
Los mapas de primera derivada en campos potenciales se utilizan habitualmente
para acentuar las anomalas de corta longitud de onda que quedan enmascaradas por las
anomalas regionales de mayor longitud de onda debidas, generalmente, a cuerpos
situados a mayor profundidad.
El proceso de realizar una primera derivada en un mapa de campo potencial
conlleva una prdida de informacin de utilidad en interpretaciones cuantitativas, sin
embargo esta supresin de las grandes longitudes de onda facilita la visualizacin y
comparacin de distintas tendencias y fbricas en varios dominios geolgicos.
Por este motivo, los mapas de primera derivada vertical son tiles para resaltar las
anomalas causadas por abruptos cambios laterales de densidad en los primeros
kilmetros de la corteza y por tanto, para correlacionar la informacin gravimtrica con
la cartografa geolgica (Simpson et al., 1986).
42
6.Anlisis isosttico m
En un primer anlisis de la figura 6.9 podemos observar esta correlacin. Los
tonos rojos se corresponden con rocas que en general presentan una alta densidad
mientras que por el contrario los tonos azules indican valores bajos de densidad. Los
valores positivos, aparecen en la zona del noroeste peninsular (complejos alctonos de
la Zona Centroibrica), la Sierra de Gredos, el sector de enlace entre el Sistema Central
y la Cordillera Ibrica, la Sierra de la Demanda, los Montes de Toledo, la Sierra
Morena, la Serrana de Ronda y en general en toda la Zona de Ossa Morena y
Surportuguesa. En el caso de los valores negativos hay que destacar la clara correlacin
de los dos mnimos adyacentes al Sistema Central que reflejan, de manera aproximada
la geometra del basamento de las cuencas del Duero y del Tajo. Tambin se observa un
mnimo elongado que coincide con la traza del Batolito de Los Pedroches. Por ltimo,
destacan los mnimos asociados a la depresin del Guadalquivir.
Figura 6.9.- Mapa de la primera derivada en la vertical del campo isosttico residual. Los colores azules
representan mnimos gravimtricos (bajas densidades), los tonos rojos representan mximos
gravimtricos (altas densidades) . Ver texto para la explicacin.
43
6.Anlisis isosttico m 6.6. ANLISIS CUANTITATIVO DEL MAPA DE AIR.
Las nuevas tcnicas para la manipulacin, mejora y filtrado de datos gravimtricos
a gran escala, as como los nuevos mtodos de representacin grfica posibilitados por
los avances en la informtica (mapas en escala de grises, sombreados, combinados, etc),
nos aportan nuevas posibilidades a la hora de examinar la informacin gravimtrica en
estudios sobre estructuras y evolucin tectnica de un rea extensa como es el caso del
Macizo Hesprico.
En este apartado se tratan dos mtodos de anlisis cuantitativo de la informacin
gravimtrica, por un lado se realiza un anlisis espectral del campo isosttico residual,
separando la informacin por longitudes de onda. Adems se realiza un anlisis del
mximo gradiente horizontal en dicho campo con el objetivo de cartografiar los
contactos de primer orden existentes entre las distintas unidades geolgicas de la
Pennsula Ibrica.
6.6.1. ANLISIS ESPECTRAL.
Muchas operaciones de filtrado de datos, as como de eliminacin de ruido o de
separacin de diferentes componentes de seal se realizan en el dominio de las
frecuencias. La ventaja de utilizar este dominio sobre el espacio-temporal es que
permiten descomponer una seal compleja en diferentes componentes armnicas (con
diferente longitud de onda), lo que permite seleccionar las longitudes de ondas a
estudiar o a eliminar. Este tipo de procesado permite, por ejemplo, seleccionar las
frecuencias bajas para estudiar las tendencias regionales (o distribucin de masas en
profundidad en gravimetra), o bien seleccionar las longitudes de onda ms cortas que
permiten analizar las variaciones locales (o distribuciones de densidades cerca de la
superficie en el caso de la gravimetra). El filtrado mediante anlisis espectral se est
imponiendo desde hace unos aos a otros procesados ms clsicos como son el ajuste de
superficies polinmicas, o al suavizado por splines.
Las tcnicas de filtrados mediante anlisis espectral se puede realizar tanto en 1
como en 2 dimensiones mediante la utilizacin del anlisis de Fourier. Este anlisis
permite descomponer una funcin compleja en sus componentes seno y coseno simples,
44
6.Anlisis isosttico m de manera que la suma de todas las componentes, definidas por su amplitud, su fase y
su longitud de onda, da como resultado la funcin total original (Davis, 1986; Telford et
al., 1976; Gasquet y Witmoski, 1990). El nico requisito es que los datos de entrada
presenten un espaciado regular, tanto a lo largo de perfiles como de mapas. Las
longitudes de ondas contenidas en los datos presentan como mximo la longitud del
perfil o mapa (frecuencia fundamental), y como mnimo el doble del espaciado entre los
datos (frecuencia de Nyquist). Entre ambos valores lmite existen una serie de
longitudes intermedias que constituyen mltiplos de la frecuencia fundamental, y que se
denominan armnicos.
En el apartado 6.2. ya se coment una de las utilidades del anlisis espectral. En la
figura 6.3 se representaba el espectro medio radial de una malla de anomalas de aire
libre para estudiar las profundidades de los principales contrastes de densidad en la
litosfera. De esa figura se obtenan valores de 45, 20 y 13Km para la profundidad de las
fuentes, y por tanto estos lmites deban estar en el rango de 45 a 20 Km para el lmite
Corteza-Manto y de 20 a 13 Km para el lmite Corteza Superior-Corteza Inferior.
La figura 6.10 representa el espectro medio radial de la malla de AIR. Se puede
observar claramente que este espectro puede descomponerse en dos tramos bien
diferenciados, uno con grandes pendientes que representar las fuentes profundas
causantes de las anomalas de gran longitud de onda y un tramo de menor pendiente que
se corresponde con las fuentes someras causantes de las anomalas de corta longitud de
onda. El punto de rotura de la pendiente se corresponde con un valor de 200Km de
longitud de onda. Este valor servir como frecuencia de corte en la realizacin de un
mapa de AIR de longitud de onda corta (en el que se marcarn los rasgos de carcter
local) y un mapa de AIR de gran longitud de onda (en el que se representarn las
tendencias regionales).
Mapa de AIR de grandes longitudes de onda.
En este mapa (figura 6.11a) se representan aquellas longitudes de onda del campo
isosttico residual que superan los 200 Km. Este es un mapa en el que se marcan las
tendencias regionales del campo isosttico. En la figura se puede observar que el
Macizo Hesprico presenta una respuesta positiva, presentando valores mximos tanto
45
6.Anlisis isosttico m
Figura 6.10. Espectro medio radial de la malla de anomalas isostticas residuales para la Pennsula
Ibrica. El espectro puede descomponerse en dos tramos diferenciados por sus pendientes. Ver texto para
la explicacin.
en el noroeste como en el suroeste peninsular. Estos mximos sugieren la existencia de
una corteza adelgazada causante de la anomala positiva, adems este valor puede verse
incrementado con la presencia de cuerpos mficos-ultramficos en la corteza varisca.
Dentro del macizo, en el sector de la Sierra de Guadarrama, aparecen valores negativos,
poniendo de manifiesto un engrosamiento de la corteza en ese sector. Sin embargo la
anomala regional negativa que mas destaca dentro de la pennsula se localiza en las
Cordilleras Bticas y la Cuenca del Guadalquivir. Este mnimo podra interpretarse en
trminos de engrosamiento cortical aunque tambin puede deberse a que el modelo
isosttico seleccionado no ajuste de manera correcta en este sector.
Mapa de AIR de pequeas longitudes de onda.
El mapa de la figura 6.11b refleja las tendencias locales del campo isosttico y
guarda una estrecha correlacin con las principales unidades y accidentes tectnicos de
la Peninsula Ibrica. Claramente destaca la estructura arqueada del sector norte del
Macizo Hesprico (Zona Cantbrica y Asturoccidental-Leonesa) as como cada uno de
sus lmites entre sus distintas unidades y su continuacin en reas sumergidas. Se puede
observar que en este mapa se refleja tambin la continuacin de todas las estructuras
variscas bajo la cuenca del Duero poniendo de manifiesto la fbrica del basamento
46
6.Anlisis isosttico m varisco en esa regin. La localizacin de las unidades alctonas de la Zona
Centroibrica es otro de los rasgos a destacar, estas unidades dan unos mximos
relativos cuya geometra coincide satisfactoriamente con la cartografiada en superficie.
La estructura del Sistema Central tambin queda definida , as como la importante zona
de sutura entre las zonas Centroibrica y de Ossa-Morena y el contacto de esta ltima
con la Zona Surportuguesa. El contacto del Macizo Hesprico con el Mesozoico de
Portugal queda definido por un importante gradiente que coincide con la traza de la falla
de Porto-Tomar. En la zona btica destacan los mnimos asociados al antepas btico as
como un importante gradiente coincidente con la zona de fractura de Crevillente. Por
otro lado aparecen importantes anomalas positivas en el sur de la pennsula asociados a
la presencia de litologas ultramficas como en el caso de la serrana de Ronda.
6.6.2. MAPA DE MXIMO GRADIENTE.
El estudiar la informacin gravimtrica mediante el anlisis de los mximos
gradientes gravimtricos constituye una buena herramienta a la hora de realizar
interpretaciones geolgicas. Se sabe que cuando se tienen cuerpos geolgicos prximos
a superficie que presentan contactos casi verticales, el mximo gradiente de la gravedad
ocurre, aproximadamente sobre dicho contacto. Si realizamos un mapa de contornos con
la amplitud del gradiente horizontal (la magnitud de la pendiente del campo
gravimtrico en un punto determinado con independencia de la direccin que se tome),
la lneas que se dibujen a lo largo de los mximos de pendiente reflejarn de manera
aproximada los lmites (contactos, fallas) entre los cuerpos geolgicos que causan las
anomalas gravimtricas.
Los lmites obtenidos con este procedimiento pueden no pasar directamente sobre
los contactos si las asunciones originales no son vlidas, es decir, si los contactos no son
muy netos o si los cuerpos geolgicos se encuentran a gran profundidad. Sin embargo
algunas de estas desviaciones pueden ser tiles a la hora de realizar extrapolaciones de
la geologa superficial en el subsuelo (estimar buzamientos de planos de falla, etc).
47
6.Anlisis isosttico m
Figura 6.11.- a) Mapa de AIR de grandes longitudes de onda. Este mapa refleja la tendencia regional del
campo isosttico residual. b) Mapa de AIR de pequeas longitudes de onda. En este mapa se acentan
los contrastes de densidad en las primeras capas de la corteza.
48
6.Anlisis isosttico m
En la figura 6.12 se representa el mapa de gradientes correspondiente al campo
isosttico residual (mapa de AIR). Podemos observar que, en efecto, algunos de estos
mximos gradientes se corresponden con lmites tectnicos importantes.
En la figura 6.13 se puede observar una primera interpretacin de este mapa de
gradientes donde destacan claramente las estructuras arqueadas en las zonas Cantbrica
y Asturoccidental-Leonesa. Adems, dentro de la zona Cantbrica, queda reflejada la
Falla de Ventaniella que lleva una orientacin NO-SE hasta llegar al Cabo Peas.
Aparece claramente marcado el contacto fuertemente curvado entre ambas zonas donde
se pone en contacto la unidad del Antiforme del Narcea con la unidad cabalgante de
Somiedo-Correcilla.
Otro de las estructuras que resaltan es la Falla de Vivero. Este importante
accidente extensional pone en contacto la zona axial del Macizo Hesprico (Zona
Centroibrica) con sus zonas ms externas (Zona Asturoccidental-Leonesa).
Dentro de la Zona Centroibrica, destacan los gradientes de forma elptica del
noroeste peninsular marcando la superficie de contacto de los grandes complejos
ultramficos de rdenes, Moris y Bragana con su autctono relativo. Destacan
tembin algunas otras estructuras tanto Variscas como Alpinas en la parte portuguesa
as como el contacto entre los materiales mesozoicos con los paleozoicos en el Oeste de
Portugal. En cuanto a la zona central, destacan importantes gradientes con orientacin
NE-SO que se corresponden con los bordes Norte y Sur del Sistema Central. Tambin
quedan reflejados los gradientes con orientacin N-S as como los E-O que marca el
contacto de la cuenca del Tajo con el macizo cristalino de los montes de Toledo.
Uno de los accidentes variscos ms destacados en la zona es el contacto de la zona
Centroibrica con la de Ossa Morena ya sea en su lmite ms antiguo (Batolito de Los
Pedroches), como en el ms reciente propuesto (Zona de cizalla Badajoz-Crdoba). Es
por esto que este rea debe consituir una importante sutura (alto contraste de densidad)
entre los terrenos paleozoicos del Macizo Hesprico.
Dentro de la zona de Ossa Morena destacan los gradientes con orientacin NO-SE que
deben representar los contactos entre las diferentes unidades que componen esta zona.
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6.Anlisis isosttico m
Figura 6.12 - Mapa de mximo gradiente horizontal del campo isosttico residual. La geometra y
orientacin de varios de estos gradientes coincide aproximadamente con principales contactos
geolgicos cartografiados . Ver texto para la explicacin.
Figura 6.13.- Mapa de mximo gradiente horizontal interpretado. La escala de color es la misma que en
la figura 6.12 y representa el valor del gradiente expresado en grados. Ver texto para la
