El método magnetotelúrico: descripción y aportaciones en ... 1.pdf · cargas eléctricas en la ionosfera. Desde la ionosfera, las fluctuaciones se propagan sin (apenas) atenua-ción

Pous, J. y Marcuello, A. 2003. El método magnetotelúrico: descripción y aportaciones en investigaciones de ámbito regional. Boletín Geológico y Minero, 114(1): 5-16ISSN: 0366-0176

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Introducción

Una detallada información sobre las bases del méto-do magnetotelúrico puede encontrarse en muchostrabajos (p.ej. Jones, 1992). Nuestro interés aquí esdiscutir algunos de los aspectos que lo diferencian deotros métodos más conocidos (p. ej. sísmica de refle-xión) principalmente por lo que respecta a sus aplica-ciones, resolución y limitaciones. Se discutirán algu-nos resultados de las campañas de magnetotelúricaque se han estado realizando durante los últimosaños en diferentes contextos geológicos de laPenínsula Ibérica a escala regional, haciendo hincapiéen aquellas estructuras que mejor pueden resolversemediante esta técnica geofísica. Se describirán los

estudios realizados en orógenos alpinos (Pirineos,Cordillera Cantábrica y Cordillera Bética), cuencassedimentarias de antepaís (cuenca del Ebro, delDuero y del Guadalquivir) y orógenos más antiguos(estructuras variscas en las zonas Surportuguesa,Ossa Morena y Centroibérica).

Fundamentos del método magnetotelúrico

El método magnetotelúrico es una técnica geofísicaque consiste en medir simultáneamente en un mismopunto de la superficie de la Tierra las variaciones tem-porales naturales de los campos eléctrico y magnéti-co. Estas variaciones son debidas a movimientos de

El método magnetotelúrico: descripción yaportaciones en investigaciones de ámbito regional

J. Pous y A. Marcuello

Dpto. de Geodinámica y Geofísica, Universidad de Barcelona, Martí Franqués s/n, 08028 Barcelona, EspañaE-mails: [email protected] - [email protected]

RESUMEN

El método magnetotelúrico ha ido adquiriendo en los últimos años un papel destacado en la investigación de estructuras corticales pro-fundas. En este trabajo se discuten algunos de los aspectos relevantes del método en aplicaciones de ámbito regional: su resolución, elproblema de la distorsión galvánica y el análisis de la dimensión y dirección de la estructura. Mediante ejemplos se introducen algunasde las típicas estructuras corticales que pueden ser detectadas mediante esta técnica geofísica. La conductividad eléctrica es un paráme-tro físico muy sensible a la presencia de fluidos, a las fases minerales conductoras, como por ejemplo el grafito presente en metasedi-mentos, y a la presencia de fusión parcial. Todo ello hace que el método magnetotelúrico sea una técnica de gran utilidad para la investi-gación de la estructura cortical y el manto litosférico. Se discuten los resultados obtenidos en diversas campañas de magnetotelúrica enPirineos, Cordillera Cantábrica, Béticas y en las estructuras variscas de Ossa Morena.

Palabras clave: Bética, Cordillera Cantábrica, corteza, magnetotelúrica, Ossa Morena, Pirineos, resistividad eléctrica

The magnetotelluric method: description and contributions to regional studies

ABSTRACT

The magnetotelluric method is today a relevant geophysical approach, independent of and complementary to classical methods such asthe seismic and gravity ones. We report some of the key aspects of the magnetotelluric method when applied to regional studies. First,we discuss the resolution, the galvanic distortion, and the tensor nature of the magnetotelluric data which allows us to study the dimen-sionality and directionality of the structure. Using examples from different regional magnetotelluric surveys, we introduce the conductivestructures that can usually be detected with this technique. Sensitivity of electrical conductivity to the presence of fluids, to conductingmineral phases such as graphite contained in metasediments, and to partial melting renders the magnetotelluric method a suitable toolfor imaging structural features in the crust and upper mantle. We present and discuss the results obtained in the Pyrenees, the CantabrianMountains, the Betic Range and in the Variscan structures of the Ossa Morena Zone.

Key words: Betic Range, Cantabrian Mountains, crust, electrical resistivity, magnetotellurics, Ossa Morena, Pyrenees

cargas eléctricas en la ionosfera. Desde la ionosfera,las fluctuaciones se propagan sin (apenas) atenua-ción y cuando inciden en la superficie de la Tierra, alser ésta un conductor, se atenúan. El campo electro-magnético externo (primario) interacciona con laTierra conductora induciendo un campo secundario.Un observador situado sobre la superficie de la Tierraregistra las fluctuaciones del campo total. Debido alfenómeno de inducción electromagnética los cam-pos, eléctrico y magnético, observados en la superfi-cie no son independientes. El cociente entre ambosse denomina impedancia y depende de las caracterís-ticas electromagnéticas del subsuelo, principalmentela conductividad eléctrica (hablaremos indistintamen-te de conductividad eléctrica o su inverso, la resistivi-dad eléctrica).

Se denomina profundidad de penetración (skindepth) la profundidad a la cual la amplitud de loscampos se reduce un factor e de su valor en la super-ficie de la Tierra.

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donde δ está en km, la resistividad ρ en Ωm y el perío-do Τ en s. De esta expresión se deduce que los com-ponentes de período largo del tren de ondas penetranmás que los de período corto. Por tanto, la impedan-cia como función del período Τ contiene informaciónsobre la resistividad eléctrica a distintas profundida-des (de aquí el nombre que a veces se da de sondeomagnetotelúrico). El período de interés para estudiosregionales abarca desde 0.01 s hasta 104 s. Este inter-valo se amplía a períodos más pequeños para estu-dios más locales y superficiales dando lugar al méto-do audiomagnetotelúrico. De la expresión (1) vemostambién que la penetración es mayor cuanto másresistivo es el medio, lo cual hace que el métodomagnetotelúrico sea especialmente interesante en lainvestigación de estructuras situadas por debajo degrandes bloques resistivos, a diferencia de los méto-dos eléctricos de corriente continua que no puedenatravesar una capa muy resistiva. La respuesta máxi-ma de los magnetómetros que habitualmente se uti-lizan se sitúa en un determinado rango de períodos,de manera que existen equipos de período corto parael estudio de las capas más superficiales (audiomag-netotelúrica) (< 10-1 s) y equipos de período largo parala investigación de las estructuras profundas de lacorteza y manto ( hasta 104 s).

Una estación o sondeo magnetotelúrico consisteen el registro simultáneo durante cierto tiempo de lasvariaciones temporales de 5 componentes: tres mag-néticas Hx, Hy, Hz y dos eléctricas Ex, Ey. Siendo x e ydirecciones horizontales perpendiculares y z, la direc-

ción vertical. En el dominio de frecuencias la relaciónentre las componentes horizontales, para cada fre-cuencia es de la forma:

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En estas ecuaciones tanto los campos como loscoeficientes son magnitudes complejas. Estos coefi-cientes constituyen las componentes de un tensor 2 x2 denominado tensor de impedancias que dependede la distribución de conductividad del subsuelo, porlo que su obtención para cada frecuencia o períodonos permitirá conocer la estructura del subsuelo entérminos de este parámetro físico.

Así en (2) los datos son las amplitudes complejasE y H para cada período (obtenidas tras transformarlos registros temporales al dominio de frecuencias) ylas incógnitas son las componentes del tensor deimpedancias. Para cada período tenemos pues ochoincógnitas (las cuatro componentes reales del tensory las cuatro imaginarias) y cuatro ecuaciones (dos dela parte real y dos de la imaginaria). Por ello los regis-tros de las variaciones temporales de los campos sedisponen de manera que una misma frecuenciaquede registrada un elevado número de veces. Comopara cada frecuencia tenemos cuatro ecuaciones (2),el sistema queda entonces sobredeterminado y seresuelve mediante métodos estadísticos (mínimoscuadrados o de procesado robusto). Generalmente eltiempo de registro es de algunos segundos para losperíodos inferiores a 1 s, de algunas horas para losperíodos hasta 100 s y de algunos días para períodosmás largos. De esta manera se asegura un suficientenúmero de datos para cada período y, por tanto, unamejor estadística.

A partir de las componentes del tensor de impe-dancias se define, para cada período Τ, la resistividadaparente y la fase. Para la componente Zxy (Τ) porejemplo se tiene:

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donde µ es la permeabilidad magnética (habitual-mente la del vacío). De igual manera se definen estasmagnitudes para las otras 3 componentes del tensorde impedancias.

Funciones de transferencia geomagnética

En el dominio de las frecuencias la componente mag-nética vertical Hz está relacionada con las horizontalesde la forma siguiente:

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δ ρ= ( )0 5. T

E Z H Z H

E Z H Z H

x xx x xy y

y yx x yy y

= +

= +

ρ πµ

φ

axy xy

xy xy xy

Z

arctan lm Z Z

T T/ 2 T

T T T

( ) = ( ) ( )

( ) = ( )( ) ( )( ) 2

/ Re


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donde a y b son las funciones de transferencia geo-magnética (también se las denomina tipper). Sonmagnitudes complejas y dependen de la conductivi-dad eléctrica del medio. Se trata de magnitudes prin-cipalmente sensibles a variaciones laterales de laconductividad del medio. El vector (Re(a), Re(b)) parauna frecuencia dada se denomina vector de inducciónreal (igualmente se define el vector imaginario conlas componentes imaginarias de a y b). El vector deinducción real dibujado sobre el plano horizontal (x,y) tiene la propiedad de ser perpendicular a lasestructuras conductoras del medio, de manera que surepresentación sobre un mapa es una herramientaútil para localizar la distribución en planta de lasestructuras más conductoras.

Análisis de los datos: dimensionalidad y distorsión

galvánica

El hecho de realizar las medidas tensorialmente, esdecir en dos direcciones perpendiculares, es conse-cuencia de la sensibilidad de las mismas respecto a ladimensionalidad y direcciones principales de laestructura de conductividades eléctricas. Esta cir-cunstancia es una característica del método magne-totelúrico de manera que puede realizarse un análisisde la dimensionalidad y dirección de la estructura adiferencia de otros métodos geofísicos, por ejemplola sísmica de reflexión en la que es preciso realizarperfiles cruzados para detectar estructuras 3D. Paramedios unidimensionales (1D) las componentes dia-gonales del tensor de impedancias son nulas y lasantidiagonales son iguales y de signo contrario. Si elmedio es bidimensional (2D), es posible, mediantesucesivas rotaciones del tensor, encontrar dos direc-ciones perpendiculares entre sí, para las que las com-ponentes diagonales se anulan mientras que las anti-diagonales son no nulas y distintas entre ellas. Unade estas direcciones coincide con la dirección de laestructura (strike). El caso tridimensional (3D) se iden-tifica por un comportamiento del tensor distinto a losotros dos casos anteriores. Una vez que se ha deter-minado la dimensión del modelo (y sus direccionesprincipales), las resistividades aparentes, fases y fun-ciones de transferencia geomagnética, como funcio-nes del período, se interpretan en términos de varia-ción de la resistividad eléctrica con la profundidad.

Distorsión galvánica (static shift)

Cuando existen inhomogeneidades locales superfi-

ciales que presenten fuertes gradientes o cambios enla resistividad, se produce una acumulación de car-gas en las fronteras que pueden crear un campo anó-malo local que altere la respuesta regional. Estecampo canaliza las corrientes en las zonas más con-ductoras de las heterogeneidades. Su efecto es másnotorio en áreas resistivas (por ejemplo en rocas cris-talinas). Estas distorsiones, conocidas como galváni-cas, afectan principalmente al campo eléctrico y sonindependientes de la frecuencia. Su influencia en elcampo magnético no es importante para períodos lar-gos. El caso general de una tierra 2D real consistirá enun modelo regional 2D afectado por una heteroge-neidad local 3D. Se suele representar por 3D/2D.Matemáticamente esta distorsión se describe como:

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donde Zexp es el tensor experimental, Z0 el tensorregional libre de distorsión, C la matriz de distorsión,real e independiente del período, R la matriz de rota-ción. Para averiguar si una estructura es por ejemplo2D se resuelve el sistema de ecuaciones (5) buscandoel ángulo de rotación para el que la matriz de distor-sión sea independiente de la frecuencia. Se determi-na así la dirección de la estructura y el tensor regionalZ0 salvo un factor real que se denomina “static shift”.Este factor escalar sólo afecta al módulo de las com-ponentes del tensor y no a la fase. Por tanto afectasólo a la resistividad aparente. En la representaciónlogarítmica las curvas de resistividad aparente apare-cen desplazadas verticalmente por este factor. Estorepresenta una indeterminación en el nivel de laresistividad de la capa más superficial que sueleresolverse mediante diferentes procedimientos:métodos estadísticos (promediando los niveles detodas las estaciones o sondeos realizados en unazona), incorporación de información a priori sobrealgún parámetro del modelo (de esta forma quedafijado el nivel de resistividad aparente), uso de logsde resistividad (y por tanto se mide directamente laresistividad de la primera capa), y el uso de sondeoselectromagnéticos con fuente artificial (TDEM) que, alno estar afectados por la distorsión galvánica, permi-ten obtener la resistividad de la primera capa.

Resolución

La equivalencia es uno de los problemas inherentes alos métodos geofísicos, puesto que se trata de méto-dos de medida indirectos. En magnetotelúrica laequivalencia más importante es la denominada equi-valencia en S (conductancia). En medios 1D, cuando

H aH bHz x y= +

Z RCZ Rexp = 0T

tenemos una capa conductora en medio de dos resis-tivas no puede resolverse unívocamente la resistivi-dad y espesor de la capa conductora, sino su conduc-tancia (cociente entre espesor y resistividad). Cuandoel modelo es 2D (o 3D) y se dispone de suficiente den-sidad de estaciones, la interpretación conjunta de lascomponentes del tensor de impedancias mejora laresolución de estos parámetros. Si además se dispo-ne de registros del campo magnético vertical, la inter-pretación simultánea con las funciones de transferen-cia geomagnética puede llegar a restringir mucho laambigüedad de la equivalencia pero siempre existeun cierto grado de ambigüedad en la determinaciónde la base de los conductores profundos.

La segunda limitación en cuanto a la resolución esel efecto de apantallamiento que originan los con-ductores superficiales. Debido al efecto de “skindepth” un conductor superficial, como el producidopor una cuenca sedimentaria, enmascara la estructu-ra profunda. Aquí se mezclan por una parte el efectode la atenuación de los campos con la conductividad,de manera que para alcanzar una misma penetracióndebemos registrar períodos más largos, pero ade-más, al tener que recurrir a períodos muy largos parauna estructura situada a una profundidad moderadatambién se pierde resolución puesto que es como siésta se “alejara”. Con un ejemplo ilustraremos esteefecto. Supongamos una corteza constituida por 2capas: corteza superior cristalina de 104 Ωm y 20 kmde espesor, una corteza inferior de 5 Ωm y 1 km deespesor y un manto de 1000 Ωm (Fig. 1, curva a).Supongamos ahora que tenemos una cuenca sedi-mentaria superficial de 3 km de espesor y una resisti-vidad de 10 Ωm. En la figura observamos las res-puestas para una secuencia de espesores de lacorteza inferior conductora. Se observa que la cortezainferior conductora es detectable en el caso (a), perocuando hay una cuenca sedimentaria conductorasólo es detectable si su espesor es superior a 2 km.

Resistividad de los materiales

La resistividad eléctrica es un parámetro físicoampliamente utilizado en la investigación de estruc-turas superficiales, tanto en los métodos eléctricos decorriente continua como en los electromagnéticos. Enlas capas superficiales de la corteza la conduccióneléctrica es de tipo iónico y las diferencias de resisti-vidad están asociadas a los diferentes tipos de rocasy a sus características respecto al fluido intersticial(agua) que contienen. A partir de cierta profundidad(algunos pocos km) la concentración de sales es ele-vada, lo cual hace disminuir considerablemente la

resistividad efectiva de la roca. Medidas de la resisti-vidad eléctrica realizadas en laboratorio indican quelos contituyentes de la corteza (seca) tienen resistivi-dades superiores a 107 Ωm. En cambio, la presenciade agua salina en los poros hace disminuir la resisti-vidad varios órdenes de magnitud, en función de laconcentración, porosidad y conexión entre poros.

A gran profundidad, la presión y la temperaturaintervienen en la resistividad de las rocas. La presión,al cerrar los poros, tiende a disminuir la conductivi-dad. Sin embargo, existe un límite a este efecto cuan-do las asperezas de las superficies de las grietasentran en contacto. En este punto aunque la presiónsiga aumentanto la porosidad varía poco y disminuyeel ángulo diedro de las paredes de los poros facilitan-to un aumento de la conexión de los mismos (Mibe etal., 1999). La temperatura empieza a ser relevante apartir de unos 200 ºC, cuando empieza a ser impor-tante la conducción electrónica (del tipo de semicon-ductores) a través de los minerales de la matriz roco-sa. Medidas realizadas en laboratorio (Kariya andShankland 1983) indican que al pasar de 400 a 800 ºC,las rocas secas típicas de corteza inferior aumentan laconductividad entre 2 órdenes de magnitud (rocas


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Fig. 1. Curva (a): Resistividad aparente para un modelo de cortezade 104 Ωm y 20 km de espesor (corteza superior y media), una cor-teza inferior conductora de 5 Ωm y 1 km de espesor, y un manto de1000 Ωm. Curva (b), el mismo modelo pero con una cuenca con-ductora superficial de 10 Ωm y 3 km de espesor. Curvas (c), (d) y (e):igual que (b) pero con espesores de la corteza inferior conductorade 2, 4 y 6 km respectivamenteFig. 1. Curve(a): Apparent resistivity for a crust of 104 Ωm and 20km, a lower crust of 5 Ωm and 1km and a mantle of 1000 Ωm. Curve(b): the same as (a) but with a surface basin of 10 Ωm and 3km.Curves (c), (d) and (e): the same as (b) but thickness of the conduc-tive lower crust of 2, 4 and 6 km respectivelly


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silícicas) y 3 órdenes de magnitud (rocas máficas). Lapresencia de fluidos aumenta el efecto, puesto que elpropio fluido experimenta un aumento en la conduc-tividad.

Definimos condiciones “normales” aquéllas en lasque la resistividad efectiva de la roca es el resultadode la influencia del fluido salino (suficiente aunque laporosidad sea pequeña) y de un componente de tipoelectrónico en la matriz rocosa a profundidades conmás de 200 ºC. En estas condiciones, las cortezassuperior y media se caracterizan por valores prome-dio de 103-104 Ωm. Al aumentar la profundidad, laresistividad disminuye por el efecto de la temperatu-ra. A niveles de corteza inferior puede disminuir hasta2 órdenes de magnitud. Sin embargo, la corteza infe-rior presenta frecuentemente una capa de resistivi-dad de algunos órdenes de magnitud aun inferior(Jones 1992) a la que le correspondería por la tempe-ratura. Este comportamiento se correlaciona con unaumento de la reflectividad sísmica y se atribuye auna concentración superior de fluidos en la partesuperior de la corteza inferior correspondiente a unatemperatura del orden de 400º-500ºC (Marquis andHyndman 1992). Los fluidos quedarían atrapados poruna capa impermeable relacionada con la transiciónfrágil-dúctil. Sin embargo, este es un tema de debateactual ya que existen ciertas dudas petrológicas parala existencia de fluidos libres en la corteza inferior enáreas estables antiguas (p. ej., Yardley and Valley1997) y esta hipótesis quedaría restringida a zonasjóvenes (cenozoicas).

Frente a las condiciones “normales”, cuando habla-mos de “zonas conductoras anómalas” nos referimosa resistividades notablemente inferiores, de sóloalgunas decenas y, en ocasiones, unidades de Ωm.Los principales mecanismos que hacen aumentarsustancialmente la conductividad son: 1- presencia defluidos debido a un aumento de la porosidad y/o de laconexión entre poros, 2- fusión parcial, 3- presenciade fases conductoras (grafito, sulfuros,…).Determinar cuál es el mecanismo en una zona anó-mala no es evidente. Por lo general, el contexto geo-dinámico de la zona, la forma geométrica y profundi-dad de las anomalías conductoras y la informaciónadicional disponible serán elementos claves para suinterpretación.

Estudios regionales

Con el desarrollo de los nuevos equipos de adquisi-ción de datos y del procesado robusto de las seriestemporales, durante la década de los 80 se empezó autilizar de forma sistemática el método magnetotelú-

rico en estudios de ámbito regional. Existen muchosejemplos que ilustran su comportamiento en unagran variedad de contextos geológicos, lo cual per-mite caracterizar las anomalías conductoras asocia-das a cada tipo de estructura. Para estudios de ámbi-to cortical el método geofísico de mayor resoluciónes la sísmica de reflexión profunda y, dado que laconductividad eléctrica es un parámetro físico inde-pendiente de los parámetros elásticos que controlanla sísmica, la combinación de ambos métodos en oca-siones ha resuelto ambigüedades propias de cadamétodo. Existen varias compilaciones de casos deperfiles sísmicos y magnetotelúricos coincidentes enuna misma zona (p. ej. Hyndman and Shearer, 1989;Jones, 1998) que muestran el grado de complemen-tariedad de ambas técnicas. Citemos por ejemplo, enun contexto de subducción de placa oceánica, lainvestigación de la subducción de la placa Juan deFuca bajo la placa norteamericana mediante sísmicay magnetotelúrica (Kurtz et al., 1986). Una capa con-ductora de 30 Ωm a una profundidad de 5 km en elocéano Pacífico buza hacia el E hasta alcanzar más de40 km bajo la isla de Vancouver describiendo la geo-metría de la subducción. Este conductor coincide conuna zona de elevada reflectividad sísmica, denomina-da zona reflectora “E” (Green et al., 1987; Cassidy andEllis 1991). Calvert y Clowes (1990) estudiaron laforma de los reflectores y dedujeron a partir de lageometría y amplitudes de los mismos (20% de coe-ficiente de reflexión) la presencia de una zona de ciza-lla que actuaría como capa impermeable para atrapara los fluidos que liberan los sedimentos arrastradospor la placa. Cassidy y Ellis (1991), mediante un estu-dio de teleseismos y analizando las ondas de cizalla,observaron que la zona coincidía con una de bajavelocidad (disminución de 1 km/s en ondas S) y uncoeficiente de Poisson anómalo (> 0.34). Los datossísmicos se explican mediante fluidos con una poro-sidad entre 0.1-1% y concuerdan con la resistividadobtenida con magnetotelúrica que necesita la presen-cia de fluidos salinos en un sistema de poros conec-tados con una porosidad alrededor de 1%.

El contexto geodinámico marca la causa de lasanomalías conductoras por lo que el comportamientoes muy distinto según sea la edad y evolución de lasestructuras investigadas. Así, en orógenos antiguos(paleozoicos y anteriores) el tiempo es demasiadogrande para que el agua pueda permanecer y la pre-sencia de grafito u otras fases conductoras asociadasa metasedimentos son las causantes de las anomalí-as conductoras. Una de las anomalías más sorpren-dentes es la NACP (Northamerican Central Plains)bajo el orógeno Trans-Hudson en Norteamérica(Jones, 1998). Se trata de una anomalía muy conduc-

tora (< 1 Ωm) situada por debajo de 10 km de profun-didad. Se ha detectado en diversos perfiles de mag-netotelúrica a lo largo de todo el orógeno y está aso-ciada a fases conductoras, como el grafito, comoelemento predominante de rocas esquistosas.

En zonas de sutura antiguas, como la del Iapetusen el sur de Escocia (p. ej., Banks et al., 1996) y enIrlanda (Whelan et al., 1990) aparecen anomalías con-ductoras situadas en la corteza media que muestranuna geometría con un buzamiento hacia el N. El techode esta anomalía conductora se correlaciona con lasutura identificada por un conjunto de reflectores sís-micos (Freeman et al., 1988). La correlación de losconductores con la falla de Uplands indica un giro de20º respecto a la falla sugiriendo una subducción obli-cua. También en este caso las elevadas conductivida-des encontradas se asocian a metasedimentos ricosen grafito.

En orógenos recientes la distribución de tempera-turas puede causar la presencia de fusión parcial. Enel sur del plateau del Tibet se han identificado zonasaltamente conductoras (resistividad inferior a 3 Ωm)asociadas a fusión parcial en la corteza a 25 km deprofundidad (Chen et al., 1996).

Otras estructuras corticales de interés son lasfallas subverticales que no pueden detectarse con sís-mica de reflexión y, en cambio, son fácilmente detec-tadas mediante la conductividad eléctrica si contie-nen agua, metasedimentos conductores o ponen encontacto dos formaciones de distinta resistividad. Unestudio regional de MT en la falla de San Andrésdetectó una zona de elevada conductividad (menorde 10 Ωm) con evidencias de abarcar toda la corteza(Eberthart-Phillips et al., 1995) Un estudio de MT dealta resolución (frecuencias altas) en la zona deParkfield (con una distancia de 100 m entre estacio-nes) reveló con precisión que la zona de fractura tieneuna anchura de 500 m hasta al menos una profundi-dad de 4 km (Unsworth et al., 1997). En este caso laelevada conductividad se debe a fluidos salinosimpregnando la zona altamente fracturada.

Perfiles de la magnetotelúrica en la Península

Ibérica

Durante la década de los noventa se han realizadoestudios de magnetotelúrica en diferentes contextosgeodinámicos de la Península Ibérica. En la actuali-dad disponemos de suficiente información para esta-blecer comparaciones y deducir comportamientosgenerales que se van repitiendo en los modelos deresistividad eléctrica. Aquí repasaremos algunos delos perfiles realizados en Pirineos, Cordillera

Cantábrica, Béticas y Ossa Morena. Los períodosregistrados han sido generalmente entre 0.04 s y4000 s, por lo que el ámbito de investigación ha sidotoda la corteza y parte superior del manto litosférico.

Pirineos

Las primeras medidas realizadas en los Pirineos con-sistieron en un perfil N-S (Fig. 2a), desde la cuencadel Ebro, atravesando los Pirineos centrales hasta lacuenca de Aquitania (Pous et al., 1995a). Este perfilcoincide aproximadamente con el de sísmica de refle-xión ECORS-Pirineos (Choukroune et al., 1989). Anivel de corteza superior y media (Fig. 2b) cabe des-tacar, en primer lugar, los sedimentos de las cuencasdel Ebro y cuenca de Aquitania, los cuales están biendiferenciados por una resistividad de 5 Ωm. Se detec-tan conductores subverticales que se correlacionancon fallas cartografiadas en superficie. Entre ellas la


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Fig. 2. (a): Mapa geológico de los Pirineos con indicación del perfilde magnetotelúrica y del perfil de sísmica de reflexión ECORS. (b):Modelo de resistividad eléctrica en Pirineos, Cuenca del Ebro y deAquitaniaFig. 2. (a): Geological map of the Pyrenees with the magnetotellu-ric and seismic profiles. (b): Electrical resistivity model


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falla norpirenaica, el cabalgamiento de Gavarnie y lafalla entre los macizos de Arize y Trois Seigneurs. Enla corteza media existen dos conductores: uno situa-do bajo la Zona Surpirenaica y buzando hacia elnorte, el otro bajo la zona norpirenaica y buzandohacia el sur, reproduciendo la imagen de doble cuñaorogénica. La existencia de estos conductores en lacorteza superior y corteza media, con resistividadesalrededor de 5-10 Ωm se debe a la presencia de aguaen los sedimentos y en las zonas de fractura. El con-ductor inclinado situado bajo la Zona Surpirenaica seprolonga hasta conectar con los sedimentos tercia-rios de la cuenca del Ebro. Ésta es una evidencia deque se trata de la superficie de despegue basal. Hayuna correlación geométrica con los reflectores identi-ficados como dicho nivel en la sección sísmicaECORS-Pirineos (Choukroune et al., 1989).

La corteza inferior y manto litosférico se caracteri-zan por valores normales de la resistividad (algunoscientos de Ωm). El resultado más espectacular es lapresencia de una zona altamente conductora en lacorteza inferior y manto situada bajo la zona axial.Con una resistividad de 3 Ωm se ha interpretadocomo fusión parcial de la corteza inferior de Iberiaque subduce bajo la placa europea (Pous et al.,1995b). Hay evidencias adicionales que apoyan estainterpretación. En primer lugar, el estudio de cortescompensados necesita una subducción de granenvergadura para equilibrar los acortamientos demás de 150 km (Muñoz 1992). Una modelizaciónnumérica realizada por Beumont y Quinlan (1994)muestra que la topografía y geometría del orógeno escompatible con una subducción a gran escala de lacorteza inferior de Iberia. Esta subducción es compa-tible también con las anomalías de geoide (Ledo etal., 2000) y coincide con una zona de baja velocidaddetectada mediante tomografía con teleseismos(Souriau and Granet 1995). Una modelización geotér-mica bidimensional integrando datos de gravimetría(densidad), sísmica, presión litostática y litologíamuestra que se alcanzan temperaturas capaces deproducir la fusión de moscovita y biotita (Glover etal., 2000). Estos autores realizan una modelizaciónconsiderando la conductividad causada por fluidossegún la litología, presión y temperatura. Concluyenque, con estos mecanismos, el modelo de resistivi-dad eléctrica se explica totalmente con la excepciónde la anomalía conductora situada bajo la Zona Axial.Calculan que se necesita un porcentaje de al menosun 4.7 % de fusión parcial para explicar dicha anoma-lía. Nuevas medidas de magnetotelúrica en PirineosOccidentales (Ledo et al., 2000) han detectado la pre-sencia de esta anomalía conductora más hacia eloeste a lo largo de la cadena Pirenaica.

Cordillera Cantábrica

Se han realizado diversos perfiles de magnetotelúricaen la zona alpina de la cordillera Cantábrica (Fig. 3a)(Pous et al., 2001). En la figura 3b se presenta elmodelo de resistividades correspondiente al perfil N-S (Fig. 3a), desde la cuenca del Duero hasta práctica-mente la línea de costa. En la parte sur del modelo un

Fig. 3. (a): Mapa geológico del extremo norte de la PenínsulaIbérica, con la situación de las estaciones de magnetotelúrica y per-files de sísmica. (b): Modelo de resistividad eléctrica de la Cuencadel Duero y la Cordillera CantábricaFig. 3. (a) Geological map of northern Iberian Peninsula indicatingthe location of the magnetotelluric and sesimic profiles.(b):Electrical resistivity model

conductor superficial de 2.5 km de espesor describelos sedimentos terciarios de la cuenca del Duero. Esteconductor conecta con otro inclinado hundiéndosehacia el norte, bajo los sondeos 6 a 9 y por debajo dela Cordillera Cantábrica. Esta geometría sugiere quese trata del nivel de despegue basal del margen cán-tabro sobre Iberia. Este conductor coincide con losreflectores sísmicos E y D del perfil de sísmica dereflexión ESCIN2 (Pulgar et al., 1996). Más al nortehay otros dos conductores buzando también hacia elnorte en la corteza superior. Uno bajo los sondeos 10-12 que, en superficie, se correlaciona con la falla deCabuérniga y alcanza una profundidad de 10 km, y elsegundo, más al norte, bajo los sondeos 12 y 13 aso-ciado a la falla de San Vicente de la Barquera. La geo-metría de esta secuencia de conductores buzandohacia el norte concuerda con la hipótesis de que laCordillera Cantábrica es consecuencia del cabalga-miento del basamento varisco sobre la cuenca delDuero (Alonso et al., 1996). Las anomalías conducto-ras son causadas por la presencia de agua en lossedimentos y zonas de fracturas.

La corteza inferior se caracteriza por ser claramen-te más conductora bajo la Cordillera Cantábrica. Laresistividad es en promedio de 50 Ωm, con la excep-ción de dos zonas muy conductoras bajo las estacio-nes 15 y al norte del perfil bajo la estación 13. La geo-metría del conjunto de la corteza inferior reflejada poreste conductor es la de un buzamiento (subducción)hacia el norte, alcanzando la máxima profundidad enel extremo norte del perfil y concordando con losdatos de sísmica de refracción (Fernández-Viejo et al.,1998) que predicen una profundidad de más de 50 kmbajo la línea de costa. Siendo la Cordillera Cantábricala prolongación occidental de los Pirineos puedehaber una relación con la anomalía conductora bajola zona Axial. De existir alguna conexión, en laCordillera Cantábrica, se trataría de un conductorsituado más al norte del perfil, cuyo comienzo pudie-ra ser el detectado bajo las estaciones 12 y 13. Senecesitarían registros de magnetotelúrica más alnorte, en mar, para establecer dicha conexión.

Cordillera Bética

En la parte central de la cordillera Bética se han reali-zado diversas campañas de sondeos magnetotelúri-cos (Fig. 4a) (Pous et al., 1999). La figura 4b muestrael modelo de resistividades correspondientes a unperfil de dirección NO-SE que atraviesa, desde lacuenca del Guadalquivir, la zona Bética Externa y lazona Bética Interna. En la parte NO del modelo lossedimentos de la cuenca del Guadalquivir (sondeos

6-3) se caracterizan por una resistividad de 5 Ωm y unespesor de 5 km. Este conductor se mantiene a lolargo de la Bética Externa, aunque con una mayorresistividad (alrededor de 30 Ωm). A partir del sondeo2 se hunde hacia el SE por debajo del complejoNevado-Filábrides perteneciente a la zona BéticaInterna. Esta imagen sugiere que los sedimentos deGuadalquivir y Bética Externa se prolongan por deba-jo de la zona Bética Interna (sondeo 17) alcanzandouna profundidad de 10 km y se trata, por tanto, de unnivel de despegue.

A profundidades de corteza media destaca la pre-sencia de dos zonas conductoras. Una bajo los son-deos 1 a 17 a 15 km de profundidad y la otra en laparte SE del modelo, más superficial, bajo los son-deos 29 a 33. El primero está situado bajo el contactoentre Bética Externa y Bética Interna por lo que debeinterpretarse como fallas cenozoicas desarrolladasdentro del dominio ibérico. El segundo se ha inter-


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Fig. 4. (a): Mapa geológico de las Béticas, con indicación de lasestaciones de magnetotelúrica. (b): Modelo de resistividad eléctri-ca (Cuenca del Guadalquivir, Béticas Externas y Béticas Internas)Fig. 4. (a): Geological map of the Betic Range, containing the mag-netotelluric profile. (b): Electrical resistivity model


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pretado como un sistema de despegues extensivosmiocenos que se correlaciona con el grupo de reflec-tores sísmicos denominados UCR (García-Dueñaset al., 1994). La baja resistividad de todos estos con-ductores se debe a la presencia de fluidos, impreg-nando los sedimentos del Guadalquivir y BéticaExterna, y a los sistemas de fallas y rocas afectadaspor las mismas.

En la corteza inferior, bajo la Bética Interna, sesitúa a poco más de 20 km de profundidad un con-ductor cuya base no está bien determinada aunquellega al menos hasta 40 km. En esta misma zona unestudio de tomografía sísmica local (Carbonell et al.,1998) ha detectado un área de baja velocidad.Considerando un flujo de calor de 70 mW/m2 en lazona Bética Interna (Fernández et al., 1998) un simplemodelo geotérmico 1D indica que la temperatura essuficiente para llegar a fusión parcial de materialcortical.

Sutura entre Ossa Morena y Zona surportuguesa

Un perfil de magnetotelúrica de 210 km de longitud(Fig. 5a) atraviesa las 3 unidades del SO de laPenínsula Ibérica: Zona Surportuguesa, Ossa Morenay Zona Centroibérica. El modelo de resistividadeseléctricas (Fig. 5b) muestra 3 zonas conductoras en lacorteza media e inferior (Almeida et al., 2001). Unconductor (C1, fig. 5b) bajo las estaciones 5 a 1, estácorrelacionado con la sutura entre la ZonaSuportuguesa y Ossa Morena. La elevada conductivi-dad eléctrica se debe aquí al grafito contenido en lasecuencia metasedimetaria de la zona. Cerca de lafalla de Ferreira-Ficalho (FF) se encuentran materialesserítico-grafíticos con un contenido en C entre 5% y11% (Fontseca 1995). El segundo conductor (C2) seencuentra en el centro de Ossa Morena, está inclina-do hacia el sur y se correlaciona en superficie con lafalla de Serra da Ossa. Esta correlación y la geometríadel conductor sugieren la forma de una falla lístrica.Más al norte, el conductor C3 pone en evidencia queel contacto entre Ossa Morena y la zona Centroibéricaes un límite relevante. Se correlaciona con la zona decizalla de Tomar-Badajoz-Córdoba (17 km x 370 km) yestá caracterizada por una zona conductora (entreestaciones 34 a 36, Fig.5b). Litológicamente estáconstituida por metasedimentos, anfíboles, migmati-tas y ortogneises. Estos conductores se asocian ametasedimentos con un contenido importante en gra-fito si bien es significativa la extensión de la zona con-ductora más al norte hasta la estación 40, que puedeestar relacionada con la zona de cizalla y ser, portanto, el efecto de una zona de alteración.

Conclusiones

De los experimentos de magnetotelúrica realizadosen la Península Ibérica podemos extraer las siguien-tes conclusiones. En primer lugar, la sensibilidad dela conductividad eléctrica a la presencia de fluidos,

Fig. 5. (a): Mapa geológico de la zona de la sutura Varisca, con indi-cación del perfil de magnetotelúrica (puntos) a través de la ZonaSurportuguesa, Ossa Morena y Centro Ibérica. OMZ: Zona de OssaMorena; SPZ: Zona Surportuguesa; CIZ: Zona Centroibérica; M:Falla Messejana; F-F: falla Ferreira Ficalho; TBCCZ: zona de cizallade Tomar-Badajoz-Córdoba. 1: Cobertera Terciaria; 2: Formación dePulo do Lobo; 3: Ofiolitas; 4: Complejo ígneo de Beja; 5: Granito; 6:Migmatitas y metamorfismo de alto grado; 7: Esquistos de Moura;8: Mármoles y dolomías de Moura-FicalhoFig. 5. (a): Geological map of the Variscan suture indicating themagnetotelluric profile. OMZ: Ossa Morena Zone; SPZ:Southportuguese Zone; CIZ: Centroiberian Zone; M: Messejanafault; F-F: Ferreira-Ficalho thrust; TBCCZ: Tomar-Badajoz-Córdobashear zone. 1: Tertiary cover; 2: Pulo do Lobo accretionary Terrane;3: Ophiolitic sequences; 4: Beja igneous complex ; 5: Granitic mas-sifs; 6: Migmatites and high grade metamorphic rocks; 7: Xistos deMoura formation; 8: Moura-Ficalho marbles and dolomitic rocks

aunque con una porosidad pequeña, ha permitidodeterminar geometrías estructurales en orógenosjóvenes y aportar información sobre las propiedadesreológicas de la corteza. En áreas antiguas, las zonasconductoras son debidas principalmente a fases con-ductoras contenidas en metasedimentos y aportaninformación valiosa no sólo de la geometría actualsino de su historia tectónica.

Las formaciones sedimentarias se caracterizan porvalores elevados de la conductividad. Es por ello quepresentan un marcado contraste con un basamentoresistivo y por tanto son un objetivo fácil de identifi-car. Igual sucede con las fallas subverticales. La ele-vada conductividad es debida al aumento de porosi-dad asociado a la zona de fractura. Precisamente ladetección de conductores asociados a fracturas queaumentan la porosidad y, por tanto, llevan asociadouna mayor presencia de fluidos por debajo de losbasamentos cristalinos resistivos es también uno delos objetivos más factibles de identificar medianteesta técnica geofísica.

Uno de los resultados más espectaculares ha sidola detección, bajo los orógenos, de conductores, incli-nados o subhorizontales, a dos profundidades: corte-za media y corteza inferior. A nivel de corteza mediase han identificado, en los orógenos de edad alpina,secuencias de conductores inclinados concordantescon las direcciones de deslizamientos. En el caso dePirineos, donde el perfil de magnetotelúrica constitu-ye una transecta completa del orógeno, estos con-ductores se han detectado en los dos extremos ymuestran una inclinación simétrica. Algunas de estaslíneas de conductores conectan con los conductores

superficiales asociados a los sedimentos de las cuen-cas de antepaís. La propia geometría de continuidadsugiere que se trata de superficies de despegue basalpor las que los bloques deformados cabalgan sobrelos materiales más jóvenes.

Los métodos electromagnéticos juegan tambiénun papel importante en la detección de vestigios aso-ciados a antiguas suturas, como se ha visto en el casode la sutura entre Ossa Morena y la ZonaSurportuguesa. En el momento de redactar este artí-culo se están realizando nuevas campañas en OssaMorena con nuevos perfiles paralelos al de la Figura5a con el fin de caracterizar el régimen de transpre-sión del orógeno varisco.

A nivel de corteza inferior, se han identificado tam-bién zonas de elevada conductividad en los orógenosde edad alpina. En Pirineos y su prolongación occi-dental, la cordillera Cantábrica, la presencia de unazona anómala de elevada conductividad puede ser unindicio del límite norte de la placa Ibérica, el cual secaracteriza por un engrosamiento cortical (subduc-ción) y fusión parcial por relajación térmica. EnCantabria, sin embargo de confirmarse esta hipótesisel máximo engrosamiento estaría bajo el mar, más alnorte de la zona estudiada.

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Fig. 5. (b): Modelo de resistividad eléctrica a través de las Zonas Surportuguesa, Ossa Morena y CentroibéricaFig. 5. (b): Electrical resistivity model along the profile


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Recibido: Junio 2002Aceptado: Diciembre 2002


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