análisis de la estructura superficial en la zona de colisión entre la
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UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA ANÁLISIS DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL EN LA ZONA DE COLISIÓN ENTRE LA CRESTA DE BEATA Y EL CINTURÓN DEFORMADO DE LOS MUERTOS: NE DE LA PLACA DEL CARIBE Por: Mery A. Vitolla Ávila. INFORME DE PASANTÍA Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico Sartenejas, Junio de 2010 UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA ANÁLISIS DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL EN LA ZONA DE COLISIÓN ENTRE LA CRESTA DE BEATA Y EL CINTURÓN DEFORMADO DE LOS MUERTOS: NE DE LA PLACA DEL CARIBE Por: Mery A.Vitolla Ávila. Realizado con la asesoría de: Tutor Académico: Prof. Francis Cordero Tutor Industrial: Dr. Andrés Carbó INFORME DE PASANTÍA Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico Sartenejas, Junio de 2010 ANÁLISIS DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL EN LA ZONA DE COLISIÓN ENTRE LA CRESTA DE BEATA Y EL CINTURÓN DEFORMADO DE LOS MUERTOS: NE DE LA PLACA DEL CARIBE Por Mery A. Vitolla Ávila RESUMEN Los datos de batimetría multihaz y de sísmica de reflexión tanto tricanal como multicanal adquiridos en la zona de colisión entre el borde deformado de los Muertos y la Cresta de Beata durante las campañas IG2408 en el año 1977(Ladd et al., 1981) y CARIBENORTE en el año 2009 (Carbó et al., 2009), fueron interpretados de manera integrada con el fin de realizar un análisis de la estructura superficial de la citada zona. Esto se realizó mediante la implementación de softwares para la interpretación de los perfiles sísmicos y reconocimiento de los distintos elementos morfoestructurales del área, y Global Mapper para la construcción de perfiles batimétricos e interpretación de los datos de batimetría multihaz. A partir de esto, se lograron identificar estructuras como cuencas sedimentarias, crestas de origen ígneo, redes de drenaje con un papel importante en el aporte de sedimentos y fallas tanto de carácter extensivo como de carácter compresivo, entre otros. Además, algunas evidencias muestran la existencia de un proceso de colisión activa entre el cinturón deformado de los Muertos y la Cresta de Beata. iv AGRADECIMIENTOS A Dios y a mi ángel de la guarda porque nunca me abandonan, por darme la mejor familia, los mejores amigos y salud para ellos y brindarme la oportunidad de vivir y tener a mi lado a las personas más maravillosas del mundo. A mis papás. Por brindarme el más sincero amor e inculcarme los más bellos valores y principios. Papi, eres un hombre maravilloso y ejemplar, gracias por protegerme y consentirme como sólo tú sabes hacerlo!. Mami, gracias por ser la mejor consejera y compañera incluso a distancia. Junto a ustedes nada me falta y gracias a ustedes soy lo que soy. Nunca me va a alcanzar la vida para decirles cuánto los amo! Gracias por existir! A mi abuelita Matilde: este libro es para ti!, mi compañera de siempre. Me abandonaste muy rápido, pero no importa, esto sigue siendo para ti!. No sabes cómo me hubiera gustado compartir estos momentos contigo y cómo me hubiera gustado abrazarte al llegar, porque por un momento se me olvidó que ya no estabas… Igual siempre siento que me estás acompañando. Te extraño! A mi abuelito Jaime, por ser mi confidente y mi amigo sabio. Nadie te va a querer como yo! Eres el mejor abuelito, el más cariñoso y consentidor del mundo! Te amo! No quiero que te separes nunca de mí. A mi hermano Joseph, gracias por ser mi compañía sobre todo en los últimos 6 maravillosos meses en los que me regalaste tu amistad y alegría. Gracias por siempre facilitarme el camino y ser mi ejemplo a seguir. Te admiro muchísimo, me encantó haber pasado mucho tiempo juntos porque nos hemos unido mucho más. Espero que me traigas un ramillete te adoro! A mi otra mamá, mi tía Cecilia. Por entenderme, darme ánimo, cuidarme, consentirme y saber cómo ser la mejor tía! Gracias por llevarme contigo en los peores momentos para ayudarme a olvidar los problemas aunque sea por un ratito. A mi tío Andrés y mis primitas, por toda la compañía y los momentos que compartimos juntos! Los quiero! A la familia Gómez Fino: Señora Ana, Señor Rusvel, Juan, Eva María, Anita y abuelitos. Gracias por hacer de cualquier recuerdo una sonrisa en mí, por dejarme compartir tantas cosas lindas con ustedes y por ser tan especiales, de esos que uno se encuentra sólo una vez en la vida. Gracias por quererme y hacerse querer! A Isa, mi amiga hermosa! Siempre he dicho que tú y yo somos más que amigas, hermanas!. Gracias por ser mi apoyo, por no cansarte de mí, por ser mi amiga incondicional para llorar y reír. Por decirme la verdad siempre y no simplemente lo que quiero escuchar… Te adoro! v A mis amigos de siempre, que aunque no nos veamos muy a menudo, los llevo siempre en mis pensamientos: Antonella, Sarita, Sarah, Naho, Daniel Valensi, Fercho, Mariano, Vane y especialmente a Caro y Elfis. Con ustedes he compartido alegrías y tristezas. Extraño nuestras conversaciones, chismes y locuras!! Los quiero con todo mi corazón!! A mi amigo Manuel Nazoa, por ser la mejor compañía cibernética estando lejos y cerca. Por darme siempre los buenos días y consentirme cuando me sentía mal, en los peores y mejores momentos, por saber siempre “leerme” y apoyarme cuando más lo necesité. Somos distintos pero hemos sabido crear una bonita amistad! Te quiero un montón manueloquito! A mis compañeros de piso: Ori, Migue, Ine y Andre. Gracias por hacer de mi estadía en Madrid una experiencia inolvidable. Gracias por aguantar mis locuras, mi música, mis cuentos y mis oficios!! Son únicos!! Pueden tener la seguridad que tienen un bonito puesto en mi corazón y que recordaré las tardes de invierno por Madrid! A Mary, mi amiga extranjera más bella y querida! Gracias por escucharme, por aconsejarme, por ser mi compañía cada mediodía y por ser tan linda conmigo. Puedes tener la seguridad de que cada vez que escuche a Maelo Ruiz me acordaré de ti no me olvides! Te extraño y quiero muchísimo! A José Luis Granja. No existen palabras de agradecimiento hacia ti. Gracias por cada minuto de tu tiempo que me dedicaste y por cada conocimiento que me transmitiste! Ojalá algún día aprenda al menos la mitad de lo que tú sabes… Mil gracias! A mi tutor el Dr. Andrés Carbó y a la Universidad Complutense de Madrid por brindarme esta oportunidad tan enriquecedora. Profe gracias por su tiempo y su sabiduría, por su paciencia, sus consejos y sus historias! Lo admiro muchísimo! A mi tutora Francis Cordero, por ser tan comprensiva y la mejor tutora que se puede tener!. Gracias por hacerme sentir cómoda, por la disposición que siempre me brindó y por darme tranquilidad en los momentos de angustia! Gracias! Y por último, a ti Juan, porque aunque ya te nombré te tengo que agradecer por conocerme tanto y tenerme tanta paciencia siempre. Gracias por mostrarte siempre interesado en mis asuntos e incluso aunque no los entendías muy bien, ayudarme a perfeccionarlos. Gracias por alegrarte de mis triunfos y darme ánimo en mis fracasos. Gracias por hacer que mis recuerdos de la universidad sean los más hermosos, por el tiempo que compartimos juntos y por ser lo que eres para mí! Gracias a todos, sin ustedes este rompecabezas hubiera quedado incompleto… vi 1 INTRODUCCIÓN El borde NE de la Placa del Caribe representa una zona muy compleja desde el punto de vista tectónico y geodinámico. A pesar del gran volumen de investigación que se ha desarrollado en esta zona en los últimos 50 años y del interés que despierta en la comunidad científica principalmente en relación con la evaluación del riesgo sísmico y tsunamogénico, no se ha conseguido un modelo geodinámico integrador de todos los elementos tectónicos observados . El presente trabajo de investigación se centra al S de la isla La Española, específicamente en la zona de interacción entre el Borde de los Muertos y la Cresta de Beata (Figura 1). Este borde se sitúa en el retroarco del arco isla constituido por las Antillas Mayores Orientales, y constituye la pendiente insular meridional y la parte septentrional de la Cuenca de Venezuela (Granja et al., 2009a). Tiene una longitud aproximada de 750 km y se extiende desde los 71ºO en su límite occidental en las inmediaciones de la Cresta de Beata hasta los 63.5ºO en su límite oriental en las estribaciones de la Cresta de Aves. La Cresta de Beata es un alto batimétrico alargado que se localiza en la parte central de la Placa del Caribe y está orientada preferentemente NE-SO separando las extensas cuencas de Venezuela y Colombia (Mauffret y Leroy, 1999). Esta cresta, en sentido estricto no es una única cresta, sino una macroestructura compleja formada por multitud de crestas secundarias (sub-crestas) que se disponen de forma oblicua a la orientación regional de la macroestructura y entre las cuales se forman cuencas interiores de tamaño variable. De esta área se tienen datos de sísmica de reflexión tanto multicanal como tricanal correspondientes a las campañas IG2408 del año 1977 (Ladd et al., 1981) y CARIBENORTE del año 2009, además de datos de batimetría multihaz recolectados en esta misma campaña CARIBENORTE (Carbó et al., 2009). El objetivo principal es estudiar la mencionada área desde el punto de vista morfotectónico con el fin de aportar nuevas constricciones sobre la geodinámica del proceso de colisión entre el Borde de los Muertos y la Cresta de Beata. 2 Figura 1 Contexto tectónico del borde NE de la Placa del Caribe. Encerrado en el polígono: Zona de estudio (Modificado de Granja, 2008) Los objetivos parciales de este trabajo son: Interpretar los perfiles sísmicos tanto de sísmica tricanal como multicanal. Interpretación de la batimetría multihaz. Integrar los datos de perfiles sísmicos con los datos de batimetría multihaz a fin de definir los elementos morfoestructurales de la zona. CAPÍTULO 1 MARCO GEOLÓGICO Y TECTÓNICO La zona de estudio, se sitúa en el borde NE de la Placa del Caribe (PC en adelante). Como se deduce de la información geológica y geofísica existente, el marco geotectónico de esta zona es extremadamente complejo (Talwani et al., 1959; Byrne et al., 1985; Manson y Scanlon, 1991; Dolan et al., 1998; Mann et al., 2002; ten Brink, 2005; 2009), y sólo, si se aborda el estudio a partir de la caracterización geotectónica del conjunto de la Placa Caribe y más concretamente del N de la citada placa, podremos conseguir una mejor aproximación al estado actual del conocimiento, para la zona objeto de esta investigación. 1.1 Placa del Caribe 1.1.1 Localización La Placa del Caribe, se sitúa aproximadamente entre las longitudes 60º y 90º O y entre las latitudes 10º y 20º N. Dentro del grupo de las grandes placas tectónicas que conforman la litósfera de la Tierra, se trata de una de las de menor tamaño. Esta placa ocupa un área aproximada de 4.000.000 Km2; se extiende desde América Central en su límite O hasta las Antillas Menores en su límite E, y desde el S de Cuba en su límite N hasta el N de Suramérica en su límite S. (Fig 1.1) 1.1.2 Bordes de la Placa del Caribe y cinemática La Placa del Caribe (PC) interacciona con otras cuatro placas tectónicas (Fig 1.2). En su límite N y NE interacciona con la Placa Norteamericana (PN). Si consideramos fija la PN, la PC se mueve con respecto a ésta en sentido 70ºNE a una tasa promedio de 18 a 20 mm/año (Mann et al., 2002). Como resultado de este movimiento relativo, a lo largo del borde de interacción de ambas placas se genera principalmente un límite transcurrente lateral izquierdo que se manifiesta mediante extensos sistemas de fallas de desgarre. Figura.1.1 Marco tectónico esquemático de la placa del Caribe (modificado de Case y Holcombe, 1980; Case et al., 1990; Dolan y Mann, 1998; ten Brink et al., 2004, 2005; Mann et al., 2005; Granja 2008) El color del fondo representa la altimetría derivada de datos de satélite iluminada desde el NO (Smith y Sandwell, 1997). Las líneas rojas gruesas indican los bordes principales de la placa del Caribe. Se muestran las isocronas del Centro de Expansión de las Caimán (Rosencrant et al., 1988). El globo en la parte inferior izquierda de la figura muestra la situación geográfica de la placa del Caribe. Nombres en color rojo indican los diferentes bloques, microplacas y placas que se han descrito en la región. ZFEPG= Zona de Falla de Enriquillo-Plantain Garden. ZFSO= Zona de Falla Septentrional-Oriente. ZFMP= Zona de Falla Motagua-Polochic. FB= Falla de Bunce. SC= St. Croix. IV= Islas Vírgenes. 4 5 Por otro lado, en su límite O la PC interacciona con la Placa de Cocos y al SO con la Placa de Nazca generando la zona de subducción Centroamericana. Si consideramos fija la PC, las citadas placas presentan sentidos de movimiento hacia NE-E con respecto a la PC a una tasa promedio de 59-74 mm/año (DeMets et al., 1994). PLACA EUROASIÁTICA PLACA NORTEAMERICANA PLACA DE JUAN DE FUCA PLACA DEL CARIBE PLACA AFRICANA PLACA DE COCOS ECUADOR PLACA DEL PACÍFICO PLACA DE NAZCA PLACA SURAMERICANA Figura. 1.2. Posición de la Placa del Caribe en relación con las placas vecinas. Finalmente, la PC interacciona al S y al E con la Placa Sudamericana (PS). Si consideramos fija la PS, la PC se mueve a una velocidad promedio de 20 mm/año hacia el E con sentidos 68º90º (Weber et al., 2001). A lo largo del borde Sur se observa mucha variación en el sentido de movimiento debido a que se trata de un borde de placas muy difuso donde se produce una deformación muy distribuida entre sistemas de desgarre lateral derecho y zonas transpresivas y transtensivas. Sin embargo, el límite entre la PC y la PS por el E es principalmente convergente con el desarrollo de la zona de subducción de las Antillas Menores. 1.1.3 Estructura y composición Los materiales más antiguos que conforman la Placa del Caribe, de los cuales sólo quedan afloramientos puntuales relictos, datan del Jurásico Tardío (Case, 1990). Por lo tanto, la Placa del Caribe está constituida principalmente por rocas que van del Cretácico hasta el Holoceno. Según la composición y la estructura de estas rocas y materiales, así como su impronta genética, se 6 puede realizar una primera clasificación de los distintos tipos corteza que conforman la Placa del Caribe y que a su vez muestran una distribución concreta dentro de la placa. (Figura 1.3) Figura 1.3. Tipos de corteza según criterios genéticos en la región del Caribe (tomado de Case et al., 1990) La corteza continental perteneciente a esta placa posee un espesor de 20 a 45 km, una densidad promedio de 2.7 a 2.9 g/cm3 (Case, 1990) con una composición intermedia a silícea y una proporción considerable de rocas metamórficas e ígneas. De la figura anterior (Fig. 1.3) se puede observar que la mayor parte de la corteza que conforma la PC es de tipo oceánico. La corteza oceánica de esta placa se caracteriza por tener un espesor de 6 a 10 km de composición máfica y densidad promedio de 2.85 a 3 g/cm3 (Case, 1990). Sin embargo, la profundidad estimada posteriormente, mediante sísmica de refracción y reflexión para la corteza oceánica, varía entre 12 y 15 km (Diebold y Driscoll, 1999; Mauffret y Leroy, 1997). En el Caribe, por tanto, la corteza oceánica presenta un engrosamiento superior en 3 a 5 km con respecto al espesor medio de de las cortezas oceánicas de edad similar. Estas características se presentan como consecuencia de su proceso de formación; emisión masiva de 7 flujos basálticos e intrusión a modo de sill, en torno a los 80 Ma. Sobre este basamento se depositaron más de 2 km de sedimentos. Estos rasgos son parecidos a los de los plateau oceánicos del Pacífico tanto en extensión como en edad y geoquímica (Burke et al., 1978), lo que coincide con la teoría del origen de la PC en la región del Pacífico, cuestión que se abordará con más detalle en el apartado 1.1.4. La corteza de acreción es la formada por la acumulación progresiva de terrenos alóctonos de diversos orígenes: ígneos, sedimentarios y metamórficos, cuya estructura interna responde a procesos de subducción/obducción o a grandes desplazamientos laterales a lo largo de márgenes activos de placas convergentes (Moores y Twiss, 1995). La corteza de acreción creada en el Caribe desde el Jurásico hasta el Holoceno (Case et al., 1990) está nutrida tanto de fragmentos de corteza oceánica como continental y por tanto la corteza resultante presenta las características físicas de ambas; sus espesores son también muy variables, dependiendo del tipo de proceso dominante que haya intervenido en la acreción. La figura 1.4 muestra un corte geológico E-O esquemático de la región del Caribe entorno a la latitud 15ºN, en la que se pueden comparar los espesores relativos de los tres tipos de corteza y la composición supuesta de la corteza oceánica engrosada o de tipo plateau. Figura. 1.4 Sección cortical esquemática E-O de la Placa del Caribe (basado en Case et al., (1990) y modificado por Mauffret y Leroy (1997)). 8 Tanto los estudios de sísmica de refracción como los de sísmica de reflexión, han puesto de manifiesto que la mayoría de las cuencas del Caribe, entre las que se encuentran la Cuenca de Yucatán, la Cuenca de Colombia, la Cuenca de Granada y la Cuenca de Venezuela entre otras, presentan afinidades oceánicas, con la diferencia de que la corteza del Caribe parece ser un tanto más gruesa que la típica corteza de la mayoría de las cuencas oceánicas, siendo la Cuenca de Venezuela la más engrosada de todas (Case, 1990). 1.1.4 Evolución El origen y evolución de la PC es un tema muy controvertido y en continua revisión (James y James, 2006; Pindell et al., 2006). Esta controversia parte de que esta placa no presenta una fábrica de apertura oceánica, y por tanto no se muestran bandas de anomalías magnéticas que permitan inferir su origen. Existen dos corrientes de pensamiento respecto al origen y evolución de la PC y que han derivado en dos modelos evolutivos. El primero, y quizás con menor número de seguidores dentro de la comunidad científica, es el modelo autóctono, el cual considera la formación in situ de la Placa del Caribe durante los 130 Ma. hasta los 80 Ma (Frisch et al., 1992; James y James, 2006 ). Por otro lado el modelo alóctono, considera que la formación de la Placa del Caribe tuvo lugar en la posición actual de la región del Pacífico oriental, posiblemente como parte de litósfera oceánica de la Placa de Farallón que se formó durante la separación de las Placas Norteamericana y Sudamericana (Fig 1.5) Figura. 1.5 Esquema del origen y evolución de la Placa del Caribe (tomado de Mann et al., 1999). 9 Desde su localización inicial en el Pacífico en edades jurásicas y cretácicas, la Placa del Caribe ha sufrido una deriva hacia el NE hasta el Eoceno cuando se produce la colisión de su parte frontal con los Bancos de las Bahamas. A partir de esta colisión la PC cambia su sentido de movimiento hacia el E, y llega a su posición actual. 1.2 Borde Norte de la Placa Caribe El borde Norte de la Placa Caribe, está constituido por la zona límite entre la Placa Caribe y la Placa Norteamericana. Este borde sismogénico varía su ancho desde aproximadamente 100 Km en la parte O, en el Centro de Expansión de las Islas Caimán, el cual es una cuenca generada por una dorsal oceánica de poca longitud, hasta aproximadamente 250 Km en la parte E, específicamente en la microplaca de La Española, Puerto Rico y las Islas Vírgenes. Al O del Surco de las Islas Caimán el límite entre placas tiende a converger hacia un conjunto de desgarres sinestrales hasta la zona de subducción de América Central. Sin embargo, la parte E, se caracteriza por ser una zona sísmicamente activa con presencia de desgarres sinestrales y fallas inversas. Existe una doble zona de sismicidad comprendida por dos franjas sísmicas; la franja sísmica del norte se encuentra en la Zona de Falla Septentrional – Oriente y en el contacto en el offshore entre el Banco de Las Bahamas y La Española. La franja sísmica del S se sitúa en la Zona de Falla Enriquillo-Plantain Garden al O de La Española y en el Cinturón Deformado de los Muertos al S de La Española. (Fig 1.6) 10 Figura 1.6 A) Sismicidad (1963-1992, M>4.4, fuente International Seismic Comission) del borde N de la Placa del Caribe (tomado de Mann et al., 1999). B) Mapa tectónico del N del Caribe mostrando las microplacas, las mayores zonas de desgarre y el movimiento de las Placa Norteamericana y Caribeña. MCSC, zona de creación de corteza en la dorsal media de las Caimán; NHDB, Cinturón deformado del N de La Española. C) Zonas de los sismos históricos sentidos más devastadores en la región septentrional del Caribe. Localmente se generan zonas con una componente significativa de convergencia oblicua como al NE de La Española y en la parte oriental de Fosa de Puerto Rico, y de divergencia como en la Cuenca de las Caimán y el Rift de Mona. Según Mann et al. (2002) debido a este movimiento relativo de placas, la máxima convergencia oblicua se produce en el NE de la Española (Haití y República Dominicana) donde se manifiesta la colisión de la corteza engrosada (22-27 Km de espesor) de la plataforma carbonatada de las Bahamas con el arco isla caribeño. 11 El modelo de tectónica en microplacas activas (platelets) para la zona norte de la Placa Caribe fue planteado por primera vez por Byrne et al., (1985) a partir de la propuesta de un proceso de doble subducción o subducción opuesta. 1.3 Borde NE de la Placa Caribe El área de estudio se encuentra entre las longitudes 74º y 60º O y entre las latitudes 16º y 21º N (Fig 1.7) Figura. 1.7. Marco tectónico del borde NE de la Placa del Caribe Esta parte de la PC está formada principalmente por corteza de acreción y para poder describirla, se detallarán a partir de diversas series de datos, los aspectos más relevantes que han contribuido significativamente para intentar resolver la complejidad estructural de esta zona. 1.3.1 Batimetría La zona NE de la PC presenta una batimetría muy irregular debido a la tectónica activa que se desarrolla en este borde de placas y que ha dado lugar a una alta complejidad estructural (Fig. 1.8). En el área coexisten abruptos gradientes batimétricos asociados principalmente con las pendientes insulares del arco isla y zonas completamente planas tanto en las áreas deprimidas de 12 las cuencas como a techo del arco. En la ancha Fosa de Puerto Rico se encuentra el punto de mayor profundidad del Océano Atlántico con -8340 m y en la isla de La Española, a sólo unos 200 Km de distancia hacia el Oeste, la Cordillera Central supera los 3000 m de altura. Es decir, en una pequeña extensión, se notan diferencias en cota de más de 11000 m. Según las importantes diferencias batimétricas en la zona, existen diversos elementos fisiográficos destacables que vale la pena mencionar: 1. Los bancos carbonatados de las Bahamas se sitúan sobre la PN al NE de la Española. Estos bancos muestran una morfología de mesetas surcadas por profundos valles. Presentan un techo plano que localmente llegan a emerger dando lugar a las islas coralinas de la Bahamas. Los valles que dividen los bancos son profundos canales que generan escarpes y taludes con desniveles de -4.000 m 2. El Sistema de Rift de Mona, situado entre las islas de la Española y Puerto Rico. Este sistema está formado por un rift principal a unos 5000 m de profundidad y otros dos rifts secundarios un poco más profundos situados a -8000 m. Los tres rifts están abiertos hacia el N, muestran un fondo plano y están flanqueados por fuertes escarpes en los cuales se han identificado deslizamientos (López-Venegas et al, 2008). 3. La plataforma carbonatada depositada en la parte alta del arco-isla desde la parte oriental de La Española hasta las Islas Vírgenes. En la costa N de Puerto Rico la plataforma presenta un basculamiento uniforme hacia el N de unos 4º y alcanza el veril de -4000 m. Sin embargo, dicha plataforma aparece completamente plana en la región de las Islas Vírgenes. 4. Sistema de crestas y cuencas de origen distensivo en la PN asociadas al proceso de flexión de la placa al subducir por debajo de la PC. 5. Salto batimétrico brusco de 4000 m en el paso desde la Fosa de La Española hacia la Fosa de Puerto Rico. 6. Además el Surco de los Muertos presenta una terminación hacia el O en la Cresta de Beata, la cual separa las Cuencas de Colombia y Venezuela con una orientación NE-SO. 13 Figura. 1.8 Mapa batimétrico con datos de satélite interpolados a 2 minutos (Smith y Sandwell, 1997). Contornos cada 500 metros. Contorno de -8 000 m en la Fosa de Puerto Rico y contorno de -5 000 m en el Surco de los Muertos. X marca la zona de mayor profundidad de la Fosa de Puerto Rico -8.340 m. X’ marca la zona de mayor profundidad en el Surco de los Muertos -5 550. 1) Bancos de las Bahamas. 2) Sistema de Rift de Mona. 3) Plataforma carbonatada depositada sobre el arco-isla desde el E de La Española hasta las Islas Vírgenes. 4) Sistemas de cuencas y crestas en la Placa Norteamericana. 5) Fosa de La Española. 6) Cresta de Beata. 7) Surco de los Muertos. 8) Cuenca de las Islas Vírgenes. 9) Paso de Anegada. 10) Cuenca de Venezuela. 11) Llanura abisal Atlántica. 12) Cresta de Aves. 1.3.2 Cinemática A partir de estaciones GPS (Global Positioning System) desplegadas a lo largo de la zona en cuestión, se han observado para La Española cambios drásticos de comportamiento en cuanto a dirección de movimiento (80º) y velocidad (aproximadamente 4-17 mm/año) con respecto a la PC, por lo que actualmente se acepta la existencia de la Microplaca de la Española (Byrne et al., 1985). Esta Microplaca está envuelta por unos límites activos y presenta un movimiento diferencial tanto en tasa como en dirección-desplazamiento dentro del ancho límite norte entre la 14 Placa Caribe y la Norteamericana. Esta variación de comportamiento tanto en azimut como en tasa de movimiento, puede deberse a un retraso en su desplazamiento hacia el E producto de la colisión en el NE de la La Española con la plataforma carbonática de Las Bahamas. Por otro lado, se ha conseguido información a partir de la cual se deduce que las islas de Puerto Rico, St.Croix y Antillas Menores se mueven como un solo bloque a una velocidad promedio de 19-20 mm/año, lo que coincide con el movimiento del interior rígido de la PC (Mann et al., 2002). (Fig 1.9) Figura 1.9 Mapa de tasa de movimiento relativo y azimut derivado de GPS (modificado de DeMets et al. (2000) y Mann et al. (2002)). Las flechas indican el azimut y la magnitud del movimiento en milímetros, ver escala. Las elipses nos dan el grado de incertidumbre en 2D con un 95% de confianza. 1.3.3 Sismicidad En el NE del Caribe han ocurrido grandes terremotos de carácter destructivo, documentados tanto con registro histórico (Ms ~ 7.3 en el Paso de Mona, Ms ~ 7.3 en las Islas Vírgenes ; Taber y Reid, 1919) como con registro instrumental (Ms=7.6 en el Paso de Mona (1943), Ms=8.1 en la costa NE de la Española (1946), Dolan y Wald, 1998). La sismicidad no se presenta de forma homogénea a lo largo de toda la región (Fig. 1.10). La mayor parte de los sismos se sitúan en el borde de placas, en donde los eventos no superan los 70 km de profundidad, en cambio, los eventos aislados se caracterizan por ser más profundos superando los 250 km de profundidad focal. De acuerdo a la distribución de los sismos, en la zona de las Antillas Menores se puede 15 observar un aumento de la profundización focal hacia el O, donde se define una zona de WadatiBenioff la cual representa la subducción de la litósfera oceánica atlántica por debajo del arco de isla. Más hacia el O en la región de Puerto Rico y La Española se observa una distribución más caótica. (Fig. 1.10) y (Fig. 1.11). Figura.1.10. Mapa de sismicidad del NE y E de la Placa del Caribe. Ms >4.4 (Engdahl y Villaseñor, 2002). 16 Figura. 1.11 Secciones de sismicidad. Ms >4.4. Representando los eventos de la figura 1.10 situados a 50 km a cada lado del perfil. 1.3.4 Antecedentes y modelos tectónicos La complejidad de la zona de estudio ha despertado a lo largo de los últimos años, el interés por parte de la comunidad científica por generar un modelo tectónico integrador que mejor resuelva este escenario geológico. A continuación se mencionan los modelos tectónicos más recientes. Dillon et al. (1996) proponen un modelo tectónico de arqueamiento y acortamiento N-S en el arco isla (Fig. 1.12). El arqueamiento es asimétrico y afecta a la plataforma carbonatada desde la zona de La Española a la zona de las Islas Vírgenes, y en la isla de Puerto Rico aflora el núcleo del arco, ya que se trata de la zona más elevada y erosionada. Los autores sugieren como posible mecanismo de formación del arqueamiento un proceso de convergencia cortical N-S durante más de 2 Ma. relacionado con la subducción en la Fosa de Puerto Rico y en el Surco de los Muertos. En esta subducción bipolar la Placa del Caribe en el Surco de los Muertos tendría menor ángulo y en la zona de contacto en profundidad ejercería una carga sobre la Placa Norteamericana provocando que esta aumente su ángulo de subducción, como consecuencia se produce un desajuste isostático que causa la subsidencia de la fosa. Figura 1.12 Bloque en 3 dimensiones con la batimetría y la distribución en profundidad de los terremotos y las litósferas de las Placas Norteamericana y Caribe debajo del arco. A la izquierda se muestra la interacción en profundidad de las dos placas dentro de un régimen tectónico de desgarre (tomado del USGS Fact Sheet FS-141-00, Dillon y Nealon, 2001). 17 Dolan et al. (1998) en la misma línea que Dillon et al., (1996) propusieron un modelo tridimensional para el borde N de la Placa del Caribe en el cual se produce una colisión en el manto superior de las litósferas caribeña y norteamericana con direcciones opuestas (Fig. 1.13). Ellos sugirieron un modelo en el que el proceso de colisión es activo entre la litósfera caribeña inclinada hacia el N y la litósfera norteamericana inclinada hacia el S, al menos desde el centro de Puerto Rico hasta el centro de La Española. Este choque en el manto superior generó una mayor inclinación de la litósfera norteamericana como resultado de la carga de la litósfera caribeña. Figura 1.13 Sección cortical actual de La Española según una dirección NNE-SSO, deducida a partir de los datos de sismicidad por Dolan y Wald (1998) y Dolan et al. (1998) van Gestel et al. (1998), en la misma línea de trabajo de Dillon et al. (1996), mediante estudios sísmicos de reflexión en la plataforma carbonatada confirman que el área de Puerto Rico-Islas Vírgenes presenta un arqueamiento con tendencia E-O producido por un acortamiento N-S. El origen del arco se debe a la interacción en profundidad de las dos placas. La Placa del Caribe subduce desde el S con menor buzamiento que la Placa Norteamericana por el N, de este modo las placas interaccionan en profundidad y la Placa del Caribe carga sobre la Norteamericana que se flexiona más, provocando la subsidencia de 4 km de la Fosa de Puerto Rico (Fig. 1.14). 18 Figura 1.14 Modelo de arqueamiento cortical propuesto por van Gestel et al. (1998). Acortamiento N-S, arqueamiento asimétrico e interacción en profundidad de las placas que subducen en régimen transpresivo lateral izquierdo. CAPÍTULO 2 METODOLOGÍA Para dar inicio a nuestra investigación es necesario formularse una hipótesis de partida, la cual será comprobada mediante la aplicación de ciertas técnicas experimentales que nos permitirán, en caso de que la hipótesis sea correcta, el desarrollo de una teoría. La hipótesis planteada es: ¿Por qué se produce la terminación brusca del Cinturón Deformado de los Muertos en las inmediaciones de la Cresta de Beata? La formulación de la pregunta se deriva de la observación de que el Cinturón Deformado de los Muertos es una macro-estructura regional que forma la pendiente insular de las Antillas Mayores orientales, desde el S de República Dominicana hasta St Croix. Este cinturón de deformación tiene una longitud de 750 km. Presenta una morfología muy asimétrica, observándose el mayor desarrollo en su parte central y al S de República Dominicana. El cinturón deformado disminuye de espesor progresivamente hacia el E hasta desaparecer al S de St. Croix, pero termina bruscamente en las inmediaciones de la Cresta de Beata en el S de República Dominicana. En la zona de la Cresta de Beata hacia el O este sistema deformado compresivo es reemplazado por un sistema de cizalla lateral izquierda (Sistema de Falla de Enriquillo). La transición entre estos regímenes tectónicos en las inmediaciones de la Cresta de Beata no es bien entendida. Analizar el papel que desempeña la Cresta de Beata sobre este cambio de régimen tectónico es una de las claves para entender la tectónica de la zona trasarco de las Antillas Mayores Orientales. 2.1 Técnicas Experimentales La investigación geodinámica de la litósfera y de su estructura, en zonas continentales y en arcos de islas, se define a partir de la aplicación de diferentes métodos geofísicos y de la información geológica de superficie existente para la zona. Estos métodos incluyen, entre otros, fundamentalmente: Métodos acústicos, métodos sísmicos y campos potenciales. 20 En el presente trabajo utilizaremos: Métodos Acústicos: Batimetría con ecosonda multihaz. Métodos Sísmicos: Perfiles sísmicos de reflexión vertical con fuentes de energía controladas: Tricanal y Multicanal. Cada uno de estos métodos, además de proporcionar información sobre la velocidad y la propagación de las ondas sónicas, proporcionan infor mació n del fo ndo mar ino y de los pr imeros km de cort eza, ya que tienen distintos grados de penetración y resolución, lo que los hace complementarios, en este tipo de investigaciones de la estructura superficial. Una de las características esenciales en las investigaciones marinas, es la geo-referenciación. El posicionamiento en tiempo y espacio de toda la información adquirida, hace que sean comparables los diversos experimentos y permita la repetitividad. Los sistemas de navegación y posicionamiento implementados en los barcos más modernos combinan los datos que le llegan de los diferentes sensores y genera una representación georeferenciada de su posición, que una vez determinada en espacio y tiempo, es emitida cada segundo vía telegrama y recibida en los diferentes sistemas e instrumentos de adquisición embarcados. El sistema GPS (Global Positioning System) operando en modo autónomo sólo ofrece una precisión de 25 m, por lo tanto es necesario disponer de correcciones diferenciales de validez local. Con las correcciones diferenciales y de manera general, la precisión en el posicionamiento de los datos adquiridos es menor de 3 m. Este sistema, por tanto, ha permitido geo-referenciar todas las observaciones con un alto grado de precisión. A continuación se describen de un modo resumido las principales características de cada técnica: 21 2.1.1 Batimetría Multihaz Para la obtención de datos batimétricos de alta resolución del fondo marino se emplean herramientas de investigación oceanográfica conocidas como ecosondas multihaz. Basan su funcionamiento en la emisión de un número variable de pulsos acústicos polarizados (haces), que al alcanzar el fondo del mar son devueltos hacia la superficie y recibidos por los transductores situados en el barco (Fig. 2.1.). Fig. 2.1. Haz de pulsos acústicos iluminando el fondo oceánico. A partir de la diferencia del tiempo que han tardado los haces acústicos en recorrer la distancia que separa el barco del fondo del mar y de la velocidad de propagación del sonido en el agua se obtiene la profundidad a la que se encuentra el fondo en el área que se va cubriendo según las derrotas del barco. Así, realizando barridos paralelos con un determinado porcentaje de solapamiento entre barridos contiguos (10-30%) se consigue la cobertura completa del área prospectada (Fig. 2.2) Un aspecto fundamental es tener un buen control del perfil de velocidad del sonido en el agua, para transformar el tiempo en profundidad. Por este motivo, durante las campañas se lanzan diferentes sonadores que proporcionan datos para constreñir el perfil de velocidad de sonido en la columna de agua. Los datos utilizados en el presente trabajo han sido adquiridos mediante el Buque de Investigación Oceanográfica Hespérides. Este buque dispone de la ecosonda multihaz KONGSBERG SIMRAD EM 120 con capacidad oceánica que opera a una frecuencia de emisión de 13 kHz y está diseñada para operar en aguas de hasta 11.000 metros de profundidad. Presenta un rango de cobertura aproximada de 3.5 veces la profundidad del agua y una resolución vertical 22 entre 10 y 40 cm y una resolución horizontal de entre 0.5 y 1% de la profundidad del agua. La EM-120 es un sistema completo que incluye desde los transductores situados en la barquilla hasta el procesado final de los datos y su impresión final. El control de la longitud del pulso permite mantener una resolución adecuada a la profundidad existente (Figura 2.3) Figura 2.2 Procedimiento de adquisición de datos con la ecosonda multihaz. La línea roja indica la derrota del barco. Las líneas amarillas indican la proyección del haz central. El área gris muestra la cobertura y el solape con el área previamente prospectada (naranja). Figura 2.3 Puesto de adquisición y control de la ecosonda KONGSBERG SIMRAD EM 120 en el laboratorio de proa del BIO Hespérides durante la campaña CARIBENORTE (2009). 23 2.1.2 Método Sísmico 2.1.2.1 Fundamentos Las ondas sísmicas son perturbaciones elásticas que se propagan a través del interior de la Tierra. A medida que estas ondas se propagan por el subsuelo, se van reflejando y/o refractando dependiendo de los cambios en las propiedades elásticas de las rocas. En un medio elástico pueden existir dos tipos principales de ondas, las ondas P que se desplazan paralelamente a la dirección de propagación y las ondas S u ondas de cizalla que presentan desplazamientos en direcciones perpendiculares a la dirección de propagación. Ambos tipos de ondas forman el grupo conocido como ondas corporales u ondas de cuerpo (Regueiro 1997). (Fig.2.4a. y Fig. 2.4b) Figura.2.4a) Propagación de onda S. Figura. 2.4b) Propagación de onda P. 24 En medios donde existen separaciones de capas con diferentes propiedades elásticas, la propagación de estas ondas va a estar influenciada por la presencia de discontinuidades y se regirán por las ecuaciones que derivan de la Ley de Snell, las cuales dictaminan la reflexión y refracción de este tipo de ondas (Fig. 2.5 y Ecuación 1). En el caso que el ángulo de refracción sea 90° con respecto a la normal, la onda se refractará críticamente. Figura 2.5 Comportamiento de una onda sísmica al incidir sobre una interfaz (Reflexión, Refracción y Conversión) sen1 sen1 sen 2 sen 2 const VP1 VS 1 VP 2 VS 2 Ecuación 1. Ley de Snell El método sísmico investiga la estructura del interior de la Tierra basándose en el estudio de los tiempos de propagación, frecuencia, forma y amplitud de las ondas sísmicas (pulsos), producidas por fuentes artificiales, en función de la distancia a la fuente. En el caso de la sísmica de reflexión 25 o sísmica vertical la distancia entre fuentes y receptores es muy pequeña; hasta varios km en algunos casos. 2.1.2.2 Sísmica de Reflexión La técnica básica en la exploración sísmica de reflexión consiste en generar un frente de ondas sísmicas controlado y medir el tiempo de viaje requerido desde la fuente hasta una serie de receptores cercanos, distribuidos generalmente a lo largo de una línea recta alineada con la fuente. Si se conocen los tiempos de viaje hasta los distintos receptores y la posición de las fuentes y registradores, se pueden reconstruir las trayectorias de las ondas sísmicas y el cálculo de velocidades. Los tiempos de viaje de las ondas reflejadas dependen de las propiedades de las formaciones geológicas y de su estructura. Los registros de esas ondas que se reflejan en las discontinuidades con contraste de impedancia acústica, nos proporcionan la información sobre la profundidad y la posible morfología de las distintas discontinuidades que configuran el interior de la corteza. La sísmica de reflexión proporciona gran resolución estructural para la parte superior de la corteza. Sin embargo, a medida que el frente de ondas profundiza, la energía se atenúa y las ondas reflejadas regresan a la superficie con muy poca energía, confundiéndose con el ruido lo que dificulta la interpretación de las estructuras en profundidad. El método sísmico de reflexión se puede aplicar tanto en medios marinos como terrestres (Fig. 2.6), aunque su realización, es sustancialmente diferente. En esta memoria se desarrolla fundamentalmente lo referente al medio marino, dado que la información utilizada en la fase experimental (Capítulo 3), es de este tipo. La utilización extensiva de la sísmica de reflexión marina se produce en los años 60, impulsada fundamentalmente por la exploración petrolera. A pesar de la hostilidad del medio, la sísmica de reflexión marina es del orden de un 80% más económica que la sísmica terrestre, de ahí su masiva utilización en la prospección de hidrocarburos. 26 Figura 2.6 Esquema de los dispositivos de generación, propagación y registro de las señales sísmicas en medio marino según el método de sísmica de reflexión multicanal. 2.1.2.3 Fuentes de Energía Sísmica y Receptores El experimento de sísmica de reflexión, de acuerdo con lo anteriormente dicho, consiste inicialmente, en la generación de un frente de ondas desde una fuente acústica remolcada por un buque oceanográfico. En los últimos años se utilizan como fuentes acústicas los conocidos cañones de aire comprimido (airgun) (Figura 2.7). Sin embargo se han utilizado y se siguen utilizando, pero son menos habituales, diferentes métodos que van desde explosiones controladas, pasando por inyección de vapor de agua (vaporchoc, steam gun), generación de una diferencia de potencial eléctrico elevada (sparker). Los cañones de aire comprimido son los más utilizados por su inocuidad y eficacia. Figura 2.7 Cañones de aire comprimido usados en sísmica marina 27 En el uso de cañones de aire (airgun) se ha pasado de la utilización de un único cañón, a usar ristras de cañones sincronizados (arreglo de cañones), que permiten aumentar la cantidad de energía. El diseño de estas ristras depende del tipo de experimento a realizar, pero de manera genérica estos se disponen en la popa de buque a una cierta distancia (5-10 m) para evitar el ruido de cavitación producido por las hélices (Bartolomé, 2002) (Fig. 2.6). Al objeto de mejorar el contenido de frecuencias se suelen utilizar cañones con distintas cámaras que proporcionan diferentes capacidades de aire comprimido. Con la sincronización de los distintos cañones se consigue una interferencia constructiva de la señal que nos permita una mayor energía y por tanto penetración en el subsuelo (Fig. 2.8) Figura 2.8 Buque de adquisición. En la parte superior se muestra un esquema con la disposición de los cañones de aire comprimido. La parte inferior muestra la configuración de los cañones y sus respectivas capacidades (ci = cubic inches) La sísmica de reflexión, requiere un exhaustivo control del tiempo y de la posición de disparo, debido a que cualquier mínimo error en el control de estos parámetros puede dar lugar a la inutilización de los datos adquiridos. ). Figura cortesía de Antonio Pazos. El otro elemento básico en la adquisición de sísmica de reflexión marina es el cable registrador conocido como streamer (Fig. 2.9). 28 Figura 2.9 Esquema del dispositivo de adquisición de sísmica de reflexión marina. El streamer y el arreglo de cañones largados por la popa del barco. El streamer para mantener la horizontalidad porta unos estabilizadores indicados con color verde (birds) que funcionan automática y/o interactivamente. El streamer consiste en una serie de grupos de hidrófonos (canales) convenientemente espaciados que registran la señal acústica procedente del suelo y subsuelo marino. Tanto el número de canales como el espaciado pueden ser variables dependiendo de los objetivos a alcanzar. Al objeto de evitar ruidos superficiales, oleaje, motor, vibraciones del cable de arrastre, el cable registrador se emplaza entre 5 y 10 m por debajo de la superficie del mar (Fig. 2.9). Mientras que en tierra se usan como detectores geófonos que registran variaciones en el movimiento del terreno que transforman en impulsos eléctricos, en mar el hidrófono registra variaciones de la presión del agua. La variación de presión resulta de la excitación del medio acuoso, debido a la inyección de energía acústica, liberada por los cañones de aire u otro método que produzca un frente de ondas. Estas variaciones de presión se convierten en pulsos eléctricos que a través de pre-amplificadores y filtros específicos proporcionan el registro de un evento sísmico. Un registro sísmico completo, registra la energía liberada por un disparo (o varios) y la que una vez reflejada en las distintas interfases, caracterizadas por variaciones de impedancia acústica, se recibe en la ristra de hidrófonos (streamer). Así pues, la señal registrada por el sensor es una superposición de la energía liberada por el cañón de aire y la devuelta por el subsuelo. Las señales analógicas registradas en los hidrófonos son pre-amplificadas y filtradas, para posteriormente pasar a un A/D (Convertidor Analógico-Digital) al objeto de obtener la señal “discretizada” a intervalos regulares de tiempo (normalmente entre 4 y 8 ms). Estos datos generalmente están multiplexados (datos secuenciales en tiempo). Finalmente, se almacenan los 29 registros digitales en un soporte magnético o digital. El posterior procesado en la computadora permite extraer la información significativa y representar visualmente los datos para efectuar una interpretación geológica. El tratamiento correcto de estas series de datos temporales es lo que conformará una imagen del subsuelo marino. Los eventos registrados consisten en señales coherentes (señales sísmicas) y ruido que también puede ser coherente. Una vez aplicados los oportunos filtros para realzar la relación señal/ruido, y después de eliminar trazas erróneas, se analizan los datos en el dominio temporal y en el de frecuencias. Para ello es necesario aplicar una transformada de Fourier al objeto de pasar del dominio de tiempos al dominio de frecuencias, y aplicar una convolución (que en el dominio de frecuencias es una simple multiplicación) o filtro lineal, entendiendo, para ello, que la Tierra actúa de filtro para las ondas sísmicas. El registro sísmico obtenido, será el sumatorio de las sucesivas convoluciones entre el disparo (o pulso sísmico) y la respuesta del impulso de la tierra (distintas capas) a través de la cual se propaga el frente de ondas. Para medir similitudes entre dos conjuntos de datos, se utiliza la autocorrelación que permite conocer la repetición de una secuencia determinada de amplitudes dentro de un mismo sismograma (respuesta combinada del terreno estratificado y del sistema de registro a un pulso sísmico). 2.1.2.4 Sismograma de Reflexión El registro sísmico obtenido representa la sumatoria del conjunto de sucesivas convoluciones entre los pulsos sísmicos y las series de reflectividad (respuesta del impulso de la Tierra a través de la cual se propaga el frente de ondas). Sin embargo, la traza sísmica es más compleja que una simple convolución, debido a los numerosos efectos producidos por distorsiones e interferencias, es decir, w(t) en el caso real no sólo representa la ondícula fuente sino una serie de fenómenos que alteran la forma de ésta en el proceso de propagación en la Tierra. Así, la traza sísmica viene dada por: 30 Las señales sísmicas contienen ruido que puede ser eliminado con la aplicación de algunos filtros y así eliminar las trazas erróneas para luego analizar los datos tanto en el dominio del tiempo como en el de la frecuencia aplicando una Transformada de Fourier. Una de las propiedades características de las fuentes sísmicas es la resolución sísmica, la cual básicamente consiste en el nivel de detalle del subsuelo que se puede observar. A mayor profundidad, las altas frecuencias se atenúan, lo que quiere decir que se obtiene una menor precisión y por consiguiente, una menor resolución sísmica. Se puede hablar de dos tipos de resolución: Resolución sísmica vertical: Es la menor distancia vertical que se puede observar entre dos interfases litológicas producidas por dos reflexiones discretas. (Regueiro, 1997). La resolución sísmica vertical es función de la longitud de onda del registro sísmico. La máxima resolución representa un valor entre 1/4 y 1/8 de la longitud de onda dominante del pulso. El valor de la resolución sísmica vertical se deriva de la ecuación de longitud de onda que se observa en la siguiente ecuación: Donde: v representa la velocidad de la onda en un cierto medio f representa la frecuencia de la onda 31 Resolución sísmica horizontal: Se refiere a cuán cerca dos puntos en el subsuelo pueden ser posicionados y sin embargo seguir siendo reconocidos como dos puntos separados en lugar de uno. (Yilmaz 1988). En el caso específico que los reflectores estén posicionados horizontalmente, la resolución sísmica horizontal es la mitad del espaciado entre los reflectores. La resolución horizontal está condicionada por la zona de Fresnel, la cual puede definirse como el área que devuelve la energía emitida por la fuente al detector dentro de ¼ λ de las llegadas iniciales. En la Ecuación 2 se muestra el límite de resolución horizontal. w z V 2 2 t f Ecuación 2. Límite de Resolución horizontal. W representa la zona de fresnel, λ Representa la longitud de onda, V la velocidad de la onda en cierto medio, t el tiempo y f la frecuencia de la onda. CAPÍTULO 3 DESARROLLO EXPERIMENTAL 3.1 Navegación y Posicionamiento Los datos de navegación y posicionamiento proporcionados por el sistema GPS diferencial del B.I.O. Hespérides se recolectaron y procesaron durante la campaña en los formatos adecuados, lo que facilita el posterior tratamiento de los datos geofísicos. Con las correcciones diferenciales y de manera general, la precisión en el posicionamiento de los datos adquiridos es menor de 3 m. Este sistema, por tanto, ha permitido geo-referenciar todas las observaciones con un alto grado de precisión. 3.2 Batimetría 3.2.1 Batimetría multihaz En la campaña CARIBENORTE, el B.I.O. Hespérides operó con la ecosonda multihaz KONGSBERG SIMRAD EM 120, cuyas características técnicas se han tratado en el Capítulo 2. Previo a cada campaña se realizó el calibrado de la ecosonda el cual es un elemento esencial para asegurar la calidad de los datos. Con ello es posible poner de manifiesto errores en el sistema tales como el balanceo, la inclinación, retrasos de tiempo, determinando así las correcciones numéricas pertinentes. Como zona de calibración se seleccionaron la Cuenca de San Pedro localizada al Sur de República Dominicana que presenta un fondo regular y plano, y la zona del Cinturón Deformado de los Muertos que presenta fuertes gradientes batimétricos. La realización de estas calibraciones sigue unas reglas estrictas de protocolo según el fabricante de la ecosonda con perfiles transversales y longitudinales a los gradientes batimétricos. Para el buen control del perfil de la velocidad del sonido en el agua y realizar una buena conversión de tiempos a profundidades, durante la campaña, a intervalos regulares de tiempo, se lanzaron sonadores de velocidad XBT (expendable bathytermograh) y 33 sonadores SV-02 que miden directamente la velocidad del sonido en el agua. Ambos proporcionan el perfil de variación de la velocidad de sonido en la columna de agua hasta varios cientos de metros (Fig. 1 y Fig. 2). Posteriormente, los valores de velocidad del sonido en el agua se convierten a profundidades teniendo implementado los valores de salinidad obtenidos con la sonda XCTD, medida de temperatura, conductividad y salinidad. Los perfiles de velocidad de sonido que se obtienen son transmitidos a la sonda multihaz, que los aplica automáticamente para realizar la reducción de sus medidas. Figura 3.1. Lanzamiento del sensor XBT (batitermógrafo desechable). Figura 3.2. Gráfico del XBT, en el eje horizontal velocidad del sonido en la columna de agua (m/s) y en eje vertical profundidad (m). 34 3.2.2 Adquisición de información batimétrica. Como se ha referido en el Capítulo Metodológico, la ecosonda produce una emisión de múltiples haces acústicos que hace posible cubrir una franja de fondo oceánico de anchura variable. La anchura de la franja que se barre con la ecosonda depende del ángulo de apertura de los haces y de la profundidad a la que se encuentra el fondo. En el levantamiento sistemático multihaz realizado en la zona que ocupa esta investigación, el barco navegó siguiendo líneas paralelas a los beriles batimétricos (líneas normales). Durante la campaña, ha sido necesario calcular en tiempo real el espaciado entre líneas de navegación para obtener un solape adecuado de los haces entre líneas contiguas. Además se realizaron dos líneas transversales (líneas de control) para comprobar la calidad del levantamiento. Con todo ello consiguió ejecutar un barrido con una cobertura del fondo oceánico del 100% evitando realizar interpolaciones por falta de datos en el área prospectada (ver área encerrada en rojo y líneas de navegación en Fig. 3.3). Figura 3.3 Mapa de líneas de navegación de la campaña CARIBENORTE en color morado. El color de fondo y los contornos, muestran la altimetría derivada de satélite (Smith y Sandwell, 1997). El círculo rojo muestra la zona de calibración (Cuenca de San PedroCinturón Deformado). 35 Toda la información registrada por la ecosonda multihaz se almacena y procesa mediante el software CARIS que sirve además para depurar los datos incorrectos, y realizar las interpolaciones, suavizados etc. El resultado final son un conjunto de modelos digitales de elevaciones del fondo marino, a diferentes escalas y que permite obtener modelos finales con resoluciones horizontales superiores a los 50 m de tamaño de píxel, (Fig. 3.5 y Fig. 3.7). Figura. 3.4. Diagrama de flujo con el procedimiento seguido en la adquisición y procesado de los datos de batimetría multihaz proyectos GEOPRICO y CARIBENORTE (Granja Bruña et al., 2009a). El procesado se realiza a bordo del buque y en el Instituto Español de Oceanografía con el software CARIS. 36 Figura: 3.5 Vista en perspectiva 3D del Modelo digital de elevaciones creado a partir de los datos obtenidos en el Proyecto CARIBENORTE en el S de República Dominicana. Para su visualización y control en tiempo real de los datos adquiridos se empleó el programa SYS. Los datos correspondientes a cada ciclo de medida incluyen: posición del barco, orientación e inclinación de la plataforma, así como distancia transversal, profundidad e intensidad del eco recibido en cada uno de los canales. La información correspondiente a los últimos ciclos de medida fue procesada automáticamente, lo que permitió visualizar la batimetría del fondo de forma preliminar a medida que se iba cubriendo el área de estudio. 3.2.3 Batimetría derivada de altimetría satelital Para llevar a cabo estudios regionales es necesario tener información de áreas muy extensas, y esto se puede conseguir gracias a la altimetría satelital (Fig. 3.5). Los datos batimétricos derivados de este método no son válidos para la navegación, pero son de gran utilidad para estudios geofísicos y geodinámicos del fondo oceánico, si bien son de menor detalle que los obtenidos desde barco. Estos datos nos permiten interpolar las zonas de levantamiento multihaz y extrapolar nuestras interpretaciones en áreas mucho más extensas. Los datos batimétricos obtenidos por altimetría satelital y empleados en este trabajo, proceden de los satélites ERS-1, Geosat y Topex-Poseidon y se obtuvieron de la base de datos mundial, del NOAA Geosciences Laboratory y la Scripps Institution of Oceanography (Sandwell y Smith, 1997). 37 Se han utilizado valores de profundidad del fondo oceánico regularizados en mallas de 2x2 minutos y de 1x1 minuto, cubriendo, la totalidad de la zona de estudio con datos batimétricos multihaz y toda la región NE del Caribe (Fig. 3.6). Figura 3.6 Mapa batimétrico del NE de la Placa del Caribe. Áreas emergidas en amarillo. Las isóbatas muestran la altimetría satelital interpolada a 1 minuto (Smith y Sandwell, 1997). 3.3 Sísmica de Reflexión 3.3.1 Origen de los datos Los datos sísmicos multicanal del presente trabajo han sido facilitados por el Marine Seismic Data Center perteneciente a la University of Texas at Austin, (Shipley et al, 2005). Además se han utilizado los datos sísmicos tricanal del proyecto CARIBENORTE (Tabla 3.1 y Fig. 3.7). Los perfiles sísmicos disponibles en nuestra zona de investigación, provenientes de Marine Seismic Data Center, fueron adquiridos en dos campañas geofísicas: IG2408 y CARIBENORTE (Tabla 3.1). 38 Campaña IG2408 CARIBENORTE (año) (2009) (1977) sd-2b, Perfiles sd-3a, sd-3b, LB, LC, LD sd-5a, sd-5b Tabla 3.1. Campañas y perfiles utilizados en la investigación. Ver localización en figura. 3.7. Figura 3.7 Modelo digital de terreno con la localización de los perfiles de sísmica de reflexión multicanal (rojo) y tricanal (amarillo). En gris batimetría multihaz de la campaña CARIBENORTE. En mar datos de la altimetría satelital interpolada a 1 minuto (Smith y Sandwell, 1997). En tierra datos SRTM interpolados a 90 m. 3.3.2 Adquisición de datos Los datos de sísmica de reflexión multicanal cedidos por la Marine Seismic Data Center fueron adquiridos a bordo del Buque de Investigación Ida Green durante la campaña IG2408 entre el 11 y el 18 de agosto de 1977. Esta investigación se desarrolló exclusivamente en aguas territoriales de la República Dominicana y estuvo financiada por la Univesity of Texas y el Marine Science Institute. Los investigadores principales de la campaña fueron Mark Houston y John Ladd ambos pertenecientes a la University of Texas. 39 Durante la campaña se adquirieron más de 1100 km de datos batimétricos monohaz, magnetismo y sísmica multicanal. Para la adquisición de los datos multicanal se utilizó un streamer de 2195 m con 24 canales sumergido a 8 metros y un arreglo de 4 cañones con 6000 ci de capacidad sumergidos a 10 metros. F a) b) Figura 3.8: a) Streamer SIG Modelo 16.40.40.40.175, de 325 m de longitud utilizado en la campaña CARIBENORTE. En este proyecto se pretende utilizar el streamer multicanal Teledyne 40508 de 96 canales. b) Sistema de adquisición, control y procesado del laboratorio de sísmica en el BIO Hespérides durante la realización de un perfil sísmico en la campaña CARIBENORTE. Los datos de sísmica de reflexión tricanal fueron adquiridos por el BIO Hespérides durante la campaña CARIBENORTE durante entre el 22 y el 23 de abril de 2009. La adquisición de datos se desarrolló en aguas territoriales de República Dominicana e incluyó campos potenciales, batimetría multihaz, sísmica de reflexión tricanal, sísmica de gran ángulo, y sísmica de ultra-alta resolución. 40 Figura 3.9 Izquierda: Grupo de cañones de aire comprimido arriados. Derecha: Vista desde la popa del barco del efecto del pulso de un grupo de cañones (arreglo) sobre la superficie del mar. Esta investigación ha estado financiada por el Ministerio de Educación y Ciencia español dentro del plan nacional de investigación (Ref: CTM2006-13666-C02-01). Se adquirieron 290 km de sísmica de reflexión tricanal mediante un streamer de 325 m, de 3 canales y sumergido a 12 m. Un arreglo de cañones de 860 ci de capacidad sumergidos 4 m (Fig. 3.10) El experimento se realizó con una cadencia de disparo de 15 segundos y el barco a una velocidad de 5 nudos. Figura 3.10. Esquema del arreglo de cañones utilizado para la sísmica de reflexión tricanal. 3.3.3 Procesamiento sísmico multicanal Los datos multicanal han sido adquiridos hace más de 30 años y tanto las técnicas de adquisición como de posicionamiento han evolucionado significativamente, lo que ha implicado variaciones a la hora de realizar el tratamiento de los perfiles. El procesado ha sido realizado por miembros del equipo investigador del proyecto CARIBENORTE en estaciones de trabajo (work stations) bajo entornos Unix y Linux. El programa específico para el procesado de la sísmica de reflexión ha sido el paquete de software comercial ProMAX de 41 Landmark Graphics Corporation (versión 7.0) (Fig. 3.11). Además, para la generación de las imágenes de las distintas secciones, se ha utilizado el programa específico cgm2img.exe. Figura 3.11 Síntesis del flujo de procesado realizado a los perfiles de sísmica de reflexión multicanal objeto de la investigación. Los archivos de los perfiles sísmicos de reflexión facilitados por el Marine Seismic Data Center (MSDC) presentaban un procesado elemental. Este procesado incluía demultiplexación, filtros de paso de banda para mejorar la relación señal/ruido (mute), normal moveout (NMO), generación de common depth points (CDP) y suma o apilamiento de trazas (stacking). A partir de la información de adquisición y preprocesado, el trabajo se centró básicamente en la re-edición y en un proceso detallado de migración post-stacking de los perfiles (Fig. 3.11) 42 El resultado del procesado fue una notable mejora en las secciones sísmicas en las zonas de alta deformación y relieve abrupto, ya que se mejoró la relación señal/ruido, se colapsaron la mayor parte de difracciones y se corrigieron las posiciones de los reflectores inclinados a sus posiciones originales. Figura 3.12 Ejemplo del resultado de la migración sobre un perfil símico procesado (stacked) en el presente trabajo (Perfil sd-5b, campaña IG2408). Sector del frente de deformación del Borde de los Muertos). Parte superior: Sección apilada/sumada (stacked). Parte inferior: Sección apilada/sumada y migrada (post-stacking migrated). Migración por Memory Stolt f-k Existen muchos métodos para realizar el proceso de migración tanto antes de la suma de trazas (pre-stack migration) como después (post-stack migration) (Yilmaz, 1988). Muchos de ellos han quedado en desuso y la utilización de unos u otros depende de muchos factores pero principalmente de la calidad de los datos adquiridos, la estructura del subsuelo y los objetivos a alcanzar. En nuestro trabajo, partiendo de los perfiles apilados (stacked), hemos utilizado el método de migración Memory Stolt f-k (post-stacking) implementado en el paquete de software ProMAX 7.0. Se decidió utilizar este método porque permite obtener resultados de buena 43 calidad y a su vez procesar una gran cantidad de información en un tiempo relativamente corto, evitando así prolongaciones innecesarias de tiempo en el tratamiento de los datos (Fig. 3.12). Mediante el método de migración “frecuencia-número de onda (f-k)” de Stolt se convierte la sección de tiempo en una sección aproximada de velocidad constante, utilizando el algoritmo de velocidad constante de Stolt (Fig. 3.13; Stolt et al., 1978). Esta conversión es esencialmente un estiramiento en el eje vertical (tiempo o frecuencia). Una vez que la sección es migrada en el dominio estirado (frecuencia), se convierte otra vez al dominio original (tiempo). El dominio del estiramiento viene definido por el factor de estiramiento W. El rango teórico de W está entre 0 y 2. Cuando W = 1 corresponde con el algoritmo exacto de velocidad constante de Stolt. En un medio de velocidad constante, W < 1 implica migración por defecto (undermigration) para buzamientos fuertes, mientras W > 1 implica migración en exceso (overmigration) para buzamientos fuertes. La experiencia ha demostrado que el método de migración Stolt genera resultados aceptables en medios con variaciones de velocidad dentro de los límites del tiempo de migración. Figura 3.13 Esquema de la secuencia de procesado seguida mediante el método de migración Stolt f-k implementado en ProMAX 7.0. 44 3.3.4 Procesamiento sísmico tricanal El procesamiento ha sido realizado por miembros del equipo investigador del proyecto CARIBENORTE en estaciones de trabajo bajo entornos Linux. El programa específico para el procesado de la sísmica de reflexión ha sido el paquete de software comercial ProMAX de Landmark Graphics Corporation (versión 7.0) (Fig. 3.11). Además, para la generación de las imágenes de las distintas secciones, se ha utilizado el programa freeware SeisSee (DMNG Geophysical Company). El procesado de los datos tricanal se resume en la figura 3.14. Cabe destacar la realización de un Top Mute manual para la insonorización de la capa de agua y un análisis espectral para determinar la adecuación del tipo de filtro del paso de banda y los rangos de éste. Figura 3.14 Síntesis del flujo de procesado realizado a los perfiles de sísmica de reflexión tricanal objeto de la investigación. CAPÍTULO 4 ANÁLISIS E INTERPRETACIÓN MORFOTECTÓNICA DE LA ZONA DE INTERACCIÓN DEL CINTURÓN DEFORMADO DE LOS MUERTOS Y LA CRESTA DE BEATA. La morfotectónica estudia las evidencias morfológicas superficiales debidas a la actividad tectónica. Estas evidencias están controladas por la relación dinámica entre los procesos sedimentarios y los procesos de deformación que predominan en una zona a corto o a largo plazo (Underwood y Moore, 1995; Smoot et al., 2001). Por ser los océanos los lugares topográficamente más deprimidos, son más propensos a la acumulación de sedimentos y consecuentemente a la formación de depósitos sedimentarios que difuminan en parte, las posibles evidencias de deformación. Este hecho implica que para el estudio morfotectónico en medios oceánicos se necesite la integración de diferentes fuentes de datos geofísicos, como son en nuestro caso, la batimetría multihaz y la sísmica de reflexión. Los procesos sedimentarios que dominan en ambientes marinos son: la sedimentación pelágica, removilización lenta de las capas sedimentarias del lecho marino y la sedimentación por flujos gravitacionales. En las zonas de bordes de placa, como en nuestra área de estudio, los procesos sedimentarios que cobran más importancia son los flujos gravitacionales condicionados por los altos gradientes batimétricos derivados de la tectónica activa. Dentro de los flujos gravitacionales se engloban: los deslizamientos submarinos, flujos de derrubios, flujos granulares y las corrientes de turbidez. En el caso de procesos sedimentarios mixtos donde aparecen una mezcla de facies sedimentarias procedentes de fuentes diferentes se denomina sedimentación hemipelágica (Middleton y Hampton, 1976; Stow y Lovell, 1979; Gorsline, 1984). 46 En nuestra zona de estudio los procesos de deformación dominantes están asociados con la interacción entre el Borde de los Muertos y la Cresta de Beata (Fig. 4.1): Figura.4.1 Contexto tectónico del borde NE de la Placa del Caribe. Encerrado en el polígono: Zona de estudio.( Modificado de Granja, 2008) - El Borde de los Muertos ocupa la mayor parte de la pendiente insular meridional de las Antillas Mayores Orientales, donde dominan principalmente los procesos de acreción y los procesos de construcción de un cinturón deformado compresivo (Matthews y Holcombe, 1974; Ladd et al., 1977; Granja, 2008; Granja et al., 2009). Sin embargo, los procesos de carácter extensional son importantes en la parte alta de la pendiente insular, donde aparece una plataforma carbonatada tapizando el techo del arco isla (van Gestel et al., 1998; Mann et al., 2005; Granja et al., 2009a) (Fig. 4.1). Los cinturones deformados compresivos, asociados con márgenes convergentes en medios sumergidos o continentales, se han estudiado ampliamente mediante perfiles sísmicos realizados transversalmente a las estructuras proporcionando una idea del proceso de deformación que los ha construido. (e. g., Barbados, Westbrook et al., 1988; Cascadia, Davis y Hyndman, 1989; Makran, Kopp et al., 2000; Costa Rica, Shipley et al., 1992; Muertos; Granja et al., 2009). Las secciones sísmicas muestran que, una parte o la totalidad de los sedimentos que se encuentran sobre la región del antepaís o la placa que subduce y en el relleno sedimentario de la cuenca de antepaís o 47 fosa oceánica, son apilados de múltiples modos (e. g., frontal accretion, offscraping, underplating) formando un cinturón deformado o prisma de acreción con una estructura imbricada de láminas de cabalgamiento (Scholl et al., 1980, von Huene y Scholl, 1991; Moores y Twiss, 1995). - La Cresta de Beata (CB) es un alto batimétrico alargado que se localiza en la parte central de la Placa del Caribe y está orientada preferentemente NE-SO separando las extensas cuencas de Venezuela y Colombia (Fig. 1.1 y Fig.4.1). La CB, en sentido estricto no es una única cresta, sino una macroestructura compleja formada por multitud de crestas secundarias (sub-crestas) que se disponen de forma oblicua a la orientación regional de la macroestructura. La expresión topográfica de estas crestas culmina al sur debajo de los depósitos de la Cuenca de Venezuela. Entre estas subcrestas se forman cuencas interiores de tamaño variable tanto en las zonas internas de la Cresta de Beata como en las zonas más externas. El objetivo de este capítulo es llevar a cabo un análisis detallado y una interpretación desde el punto de vista morfoestructural de la zona de interacción del Borde de los Muertos con la Cresta de Beata (Fig. 4.1). La investigación se desarrolla principalmente en la terminación occidental del Borde de los Muertos y el flanco oriental de la Cresta de Beata donde se dispone de datos de un levantamiento sistemático con batimetría multihaz y perfiles sísmicos de reflexión. 4.1.1 Estratigrafía sísmica: Los antecedentes de la estratigrafía sísmica en nuestra región de estudio están principalmente asociados a los estudios sísmicos de la Cuenca de Venezuela. Esta región ha sido estudiada ampliamente mediante métodos sísmicos, pero también cuenta con varios sondeos profundos del programa Deep Sea Drilling Project (DSDP; Edgar et al., 1971, 1973; Diebold et al., 1981; Driscoll y Diebold, 1999; Mauffret y Leroy, 1999). Por lo tanto, las facies sísmicas de la parte superior de la corteza están relativamente bien constreñidas y correlacionadas con las litologías y sus respectivas edades a partir de la información de los sondeos profundos. Las facies sísmicas presentan gran continuidad por toda la región de la Cuenca de Venezuela y por lo tanto nos van a servir como nivel de referencia para calibrar la interpretación de nuestros perfiles sísmicos. (Fig.3.7) 48 4.1.1.1 Reflectores característicos: Dentro de la región estudiada se pueden identificar dos reflectores principales característicos de la Cuenca de Venezuela y que poseen gran continuidad lateral, fuertes amplitudes y son sub-paralelos entre sí: el reflector B” y por encima el reflector A” (Ewing et al., 1957, 1960). Además se puede identificar otro nivel sub-paralelo a los anteriores y más cercano a la superficie de fondo oceánico que indica un cambio neto de facies sísmicas, el reflector “α” (Matthews y Holcombe, 1985) (Fig. 3.7). Como se ha expuesto anteriormente, las facies comprendidas entre estos reflectores han sido ampliamente estudiadas. En este sentido, los sedimentos que toman lugar por encima del reflector B”, han sido denominados como los Carib Beds, definidos en un primer momento como 1 segundo en tiempo doble de viaje de sedimentos que yacen sobre un horizonte de basaltos que datan del Coniaciense (Cretácico Superior) (Edgar et al., 1971,1973). El reflector B”, ha sido el nivel perforado más profundo mediante el DSDP y ha sido correlacionado con sills de doleritas inter-estratificados con calizas del Coniaciense. Este nivel ha sido interpretado como el techo del plateau caribeño (Large Igneous Province; Mauffret y Leroy, 1999). Este reflector marca la transición con respecto a la variación de velocidades de propagación de las ondas, resultando inferiores a 5 km/s en los sedimentos pertenecientes a los Carib Beds y superiores en los materiales infrayacentes (Edgar et al., 1973.). Por debajo del reflector B”, se encuentran los reflectores denominados sub-B” y han sido correlacionados con sills doleríticos y materiales volcánicos y son concordantes o localmente discordantes con el reflector B”. Sin embargo, no son siempre identificables debido a su poca continuidad lateral y se presentan como zonas de alta reflexión aisladas. El reflector denominado A” se encuentra dentro de los Carib Beds y se ha correlacionado con un nivel inter-estratificado de calizas silíceas y cherts del Eoceno Medio. Este horizonte se caracteriza por ser un reflector doble de fuerte amplitud, bastante continuo y en promedio se sitúa entre unos 0.3 y 0.5 segundos (en tiempos dobles de viaje) por encima del reflector B”. 49 a) b) 50 c) Figura. 4.2 a) Estratigrafía sísmica de la Cuenca de Venezuela en la zona de estudio, especificando litologías, relaciones de yacencia y edades de los reflectores. b) Parte del perfil sísmico sd-3a mostrando facies de “dunas” submarinas y los reflectores α, A” y B” de la Cuenca de Venezuela. c) Parte del perfil sísmico sd-2b mostrando facies de “dunas” submarinas y los reflectores α, A” y B” de la Cuenca de Venezuela. Localización de estos perfiles Fig. 3.5. El reflector denominado “α” se encuentra por encima del reflector A” y se correlaciona con cambios litológicos de facies margosas más profundas hacia más arcillosas con una edad del Mioceno Temprano. Este reflector se reconoce más fácilmente como el paso neto de facies onduladas situadas por debajo hacia facies más transparentes situadas por encima. 4.1.1.2 Facies sísmicas: Entre los reflectores mencionados anteriormente se han definido varias facies sísmicas que se describen a continuación desde las más antiguas hasta las más recientes.(Fig. 4.2 a). Por debajo del reflector B” y abarcando los reflectores sub-B”, se encuentra la unidad sísmica VB4, la cual se correlaciona con sills doleríticos y materiales volcánicos. Estos reflectores se caracterizan por presentar fuertes amplitudes y ser muy discontinuos. Entre los reflectores A” y B” se encuentra la unidad sísmica VB3, correspondiente a calizas, cherts y cretas. Esta unidad muestra unas amplitudes medias con un espesor variable entre 0.3 y 0.5 segundos (tiempos dobles de viaje). 51 Entre los reflectores A” y “α” se encuentra la unidad sísmica VB2 con un espesor promedio aproximado de 0.2 segundos (tiempo dobles de viaje) y está constituida por facies más margosas y los reflectores que la componen dan una facies onduladas, además de mostrar también localmente facies transparentes. En la parte más superficial y más cercana al fondo oceánico, se encuentra la unidad sísmica VB1, la cual se caracteriza por presentar un espesor de 0.1 a 0.2 segundos y presentar facies más transparentes que se han caracterizado en su mayoría como arcillas. En algunas zonas, por encima de la unidad sísmica VB1 toman lugar facies de “dunas” submarinas (Megaripples) asociadas a la interacción de corrientes oceánicas de fondo y corrientes de turbidez, con un espesor que varía entre 0.8 y 0.9 segundos en tiempos dobles de viaje. Cabe destacar la presencia de “volcanes” que aparecen en los perfiles símicos de la Cuenca de Venezuela. Dichos “volcanes” no siempre alcanzan el fondo marino originando montes submarinos (morfología cónica), sino que aparecen en continuidad desde el basamento acústico y están distorsionando y/o modificando la continuidad normal de los Carib beds. Estos volcanes se ponen de manifiesto en los perfiles sísmicos como zonas de morfologías diversas (e. g., secciones triangulares y convexas), en cuyo interior aparecen reflexiones isótropas como en el basamento acústico. Los datos geomagnéticos indican un origen volcánico y las relaciones de corte con las series sedimentarias de los Carib Beds no son siempre claras dificultando la interpretación de su origen (Mauffret y Leroy, 1999; Driscoll y Diebold, 1999). En el flanco oriental de Beata aparecen crestas de menor tamaño y continuidad y nos referiremos a ellas como sub-crestas (Fig.4.2 b y Fig. 4c). Estas sub-crestas se muestran en los perfiles sísmicos con un interior sin reflexiones coherentes, esto se debe a que en su interior son isótropas por lo que pueden asumirse como cuerpos de carácter ígneo. Estas subcrestas presentan una cobertera sedimentaria que cubre la parte apical dando facies transparentes que indican una sedimentación pelágica. Entre las sub-crestas que conforman el flanco oriental de Beata, se han formado cuencas sedimentarias; nos referiremos a ellas como cuencas interiores. Las zonas de cuencas se caracterizan por presentar reflectores horizontales, sub-horizontales e inclinados. En algunas de ellas se observan crestas sedimentarias formadas a partir de flujos laterales de sistemas canal-levee (Fig.4.3). En los bordes de las cuencas y asociadas con los flancos de las sub- 52 crestas aparecen facies hiperbólicas características de procesos gravitacionales tipo slump (Fig.4.3 b) En la parte alta del Cinturón deformado de los Muertos y localmente en la zona de talud del flanco oriental de la Cresta de Beata aparecen facies sísmicas asociadas a depósitos de pendiente. Estas facies son de espesor variable y dan unas alternancias de reflexiones planoparalelas que a su vez son paralelas a la pendiente sobre la que se depositan (Fig. 4.4 y Fig. 4.13). b) a) Figura. 4.3 a) Perfil sísmico de línea C. b) Interpretación sísmica de línea C. Localización del perfil Fig. 3.7 53 54 3.5 Morfología del cinturón deformado y Cuenca de Venezuela La interpretación del área de estudio se basará en la integración de los datos de batimetría multihaz y de perfiles de sísmica de reflexión (Fig.3.7). A partir de esta integración, nos basaremos en los criterios de morfología de las estructuras, variaciones de pendientes, criterios sedimentarios y criterios de deformación. Esto nos permitirá dividir la zona de estudio desde el S hacia el N en las siguientes provincias morfotectónicas: Cuenca de Venezuela, Provincia Inferior, Provincia Media y Provincia Superior. En esta clasificación, los términos inferior, medio y superior hacen alusión a su localización a lo largo de la pendiente insular regional y no al mayor o menor grado de pendiente. Cuenca de Venezuela-Surco de los Muertos La Cuenca de Venezuela ocupa la parte interior oriental de la Placa del Caribe, limita al S con la pendiente continental suramericana, al E con la Cresta de Aves, al O con la Cresta de Beata y al N con el Borde de los Muertos (Fig. 1.1). El fondo marino de esta cuenca presenta en promedio 4800-5000 m de profundidad (Holcombe et al., 1990), si bien las menores profundidades aparecen en la parte central de la cuenca y las mayores profundidades aparecen en los bordes N y S asociadas con las depresiones tectónicas del Surco de los Muertos y la Fosa de Venezuela. En la región septentrional de la Cuenca de Venezuela se observa una pendiente monoclinal desde la parte central de la cuenca hacia el N hasta la base de la pendiente insular del Surco de los Muertos. La morfología del fondo es relativamente suave y no presenta rasgos distintivos importantes excepto por algunas zonas localizadas en las que aparecen seamounts (Fig. 4.7 y Fig. 4.8) y en otras zonas aparecen extensos campos de Megaripples o “dunas” submarinas (Fig. 4.5 y Fig. 4.6). b) a) Figura. 4.4 a) Perfil sísmico de línea sd-5b. b) Interpretación sísmica de línea sd-5b. . Localización del perfil Fig. 3.7 55 b) a) Figura. 4.5 a) Perfil sísmico de línea sd-2b. b) Interpretación sísmica de línea sd-2b. Localización del perfil Fig. 3.7 56 b) a) Figura. 4.6 a) Perfil sísmico de línea sd-3a. b) Interpretación sísmica de línea sd-3a. Localización del perfil Fig. 3.7 57 58 Figura. 4.7 Modelo digital de elevación de la región de estudio iluminado desde el NE. En mar: datos de batimetría multihaz interpolados a 300 m (gris) y datos de satélite interpolados a 1 minuto (ver escala de color). En tierra datos SRTM90 (interpolación 90 m, ver escala de color). Las líneas blancas discontinuas indican la localización de los diferentes perfiles batimétricos (P1a P12) mostrados en las figuras 4.12 y 4.14. Las líneas amarillas indican los límites entre las diferentes provincias morfotectónicas además de indicar el cabalgamiento sobre del cinturón deformado sobre la cuenca de Venezuela. CI= Cuenca interior. SC= Subcresta. SM= Seamount. Pinf= Provincia morfotectónica Inferior. Pmed= Provincia morfotectónica Media. Psup= Provincia morfotectónica Superior. El Surco de los Muertos fue identificado durante casi 30 años como una zona de subducción, donde la parte interna de la Placa del Caribe se mete hacia el N debajo del arco de islas (Fig. 4.1). Sin embargo, existen trabajos recientes que cuestionan esta hipótesis y plantean que se trata de una zona de deformación compresiva de retroarco sin proceso de subducción (ten Brink, et al., 2009 y Granja et al., 2009b). Este surco está orientado preferentemente E-O y se identifica durante 750 km a lo largo de la base de la pendiente insular meridional desde la Cresta de Beata (S de R. Dominicana) hasta la Cresta de Aves (Fig. 4.1). En la parte oriental y central de la pendiente insular de la Antillas Mayores orientales aparece con un potente y extenso prisma de sedimentos turbidíticos horizontales depositados a modo de onlap sobre los Carib beds y dando un fondo plano (Granja et al., 2009a). En la región de estudio sólo se observa un pequeño prisma turbidítico en la zona donde la sub-cresta D está más próxima al frente de deformación (Fig. 4.7 y Fig. 4.9). En el resto de la zona, aunque existe un surco morfológico, no se observa tal depósito sedimentario 59 turbidítico horizontal, sino que los materiales de la Cuenca de Venezuela (i. e., antepaís) están directamente en contacto con los materiales del cinturón deformado (i. e., frente de deformación). De este modo, se puede hacer referencia al Surco de los Muertos como la zona de contacto entre la base de la pendiente insular (i. e., frente de deformación) y la Cuenca de Venezuela-Cresta de Beata (i. e., antepaís) (Fig. 4.7) En la región de estudio los materiales sedimentarios de la Cuenca de Venezuela (Carib beds) aparecen buzando suavemente hacia el Surco de los Muertos, y localmente interfieren con seamounts o elevaciones relativas del basamento que truncan la continuidad lateral en su área de influencia (Fig. 4.4 y Fig. 4.8). Se observa cómo parte de los Carib beds y el basamento del plateau caribeño continúa debajo de la pendiente insular hasta unos 25 km (Fig. 4.4) y unos 11.5 km (Fig. 4.9) medidos desde el frente de deformación hasta los últimos indicios de reflectores del basamento caribeño debajo de la pendiente insular. Este nivel de despegue presenta una inclinación hacia el norte entre los 8º-10º en el perfil sd-5b (Fig. 4.4) pero aparece con una pendiente mucho más inclinada y variable en el perfil LD (Fig. 4.9) entre los 14-18º (para los cálculos de inclinación se utilizó una Vp para los materiales del prisma deformado de 2.5 km/s) (Ladd et al., 1981). Este aumento en la inclinación del detachment hacia el O parece estar condicionado por la interacción con la corteza más engrosada de la Cresta de Beata respecto a la corteza de la Cuenca de Venezuela. Los materiales del cinturón deformado y los de la Cuenca de Venezuela están separados por una superficie de despegue (detachment). Los materiales del cinturón deformado (bloque superior; altamente deformados) dan unos reflectores muy inclinados y los materiales de la Cuenca de Venezuela (bloque inferior) mantienen una posición sub-horizontal.(Fig. 4.4 y Fig. 4.9) El perfil sísmico sd-5a (Fig- 4.8) y el Modelo Digital de Terreno (Fig.4.7) muestran varios cuerpos que distorsionan la continuidad “normal” de los Carib beds, y algunos de ellos llegan a deformar el fondo marino. En la región de la Cuenca de Venezuela se han documentado gran cantidad de montes submarinos y cuerpos intrusivos a partir de perfiles de sísmica de reflexión multicanal y datos geomagnéticos, que se han interpretado como de origen volcánico (Driscoll y Diebold, 1999; Mauffret y Leroy, 1999). En el perfil sísmico sd-5a aparecen dos seamounts que llegan a deformar significativamente el fondo oceánico (Fig. 4.8). Las relaciones de corte de estos cuerpos ígneos con los Carib beds sugieren un origen intrusivo simultáneo a la deposición de los niveles sedimentarios más 60 antiguos y que actualmente están tapizados por los niveles supra alfa (Fig. 4.8). El mayor de los seamounts, ubicado más hacia el N y sobre la línea de adquisición sd-5a, (Fig. 4.7) presenta una extensión lateral de 8.5 km aproximadamente, esta medida fue tomada a través de un perfil batimétrico transversal a la dirección de la línea de adquisición del perfil sísmico sd-5a. La extensión longitudinal de este cuerpo intrusivo es de aproximadamente 6.4 km, medida que fue adquirida a través de otro perfil batimétrico pero esta vez en la misma dirección que la línea de adquisición del perfil sísmico citado anteriormente. El otro cuerpo intrusivo interpretado como seamount ubicado más hacia el S, posee una extensión lateral aproximada de 3.2 km, sin embargo, no se puede obtener suficiente información debido a que no se tienen datos de batimetría multihaz en esta zona. En el perfil sísmico sd-2b (Fig. 4.5) aparecen megaripples de una extensión aproximada de 5 km cortando la parte superficial de los Carib beds desde la superficie del fondo oceánico hasta aproximadamente unos 0.1 segundos en tiempos dobles de viaje. Estos megaripples se presentan como facies sísmicas muy onduladas características de una deposición y removilización en condiciones de fuertes corrientes submarinas. Provincia Inferior La Provincia Inferior (PI) empieza en la base de la pendiente insular, desde el pie del frente de deformación hasta la ruptura de pendiente indicada aproximadamente entre la isóbata 3500 m y la isóbata - 4000 m (Fig. 4.4, Fig. 4.10 y Fig. 4.12). Esta provincia se caracteriza por la presencia de una serie de cabalgamientos imbricados con vergencia hacia el S sintéticos con el detachment que van variando su espaciado, lateral y progresivamente en dirección E-O (Fig. 4.4, Fig. 4.9 y Fig. 4.11). Aparecen más apretados en la parte oriental y aumentan su separación hacia el E. Los cabalgamientos parecen enraizarse en una superficie de detachment común formando un prisma de deformación de piel fina (thin-skin tectonics), entendiendo como tal que la deformación compresiva sólo afecta a la cobertera sedimentaria y no a los materiales del plateau caribeño. Las trazas superficiales de las láminas de cabalgamiento son discontinuas y curvadas formando una morfología anastomosada que van cambiando progresivamente su orientación pasando de estar E-O en la parte oriental, a N-S en la parte occidental, y desaparecer en torno a los 69.7ºO. b) a) Figura. 4.8 a) Perfil sísmico de línea sd-5a. b) Interpretación sísmica de línea sd-5a. Localización del perfil Fig. .3.7 61 Figura. 4.9 a) Perfil sísmico de línea LD. b) Interpretación sísmica de línea LD. Localización del perfil Fig. 3.7 b) a) 62 63 Este cambio de orientación está asociado con un giro de toda la estructura imbricada que también se observa en la Provincia Media. La PI se caracteriza por una tectónica activa como indica la morfología escalonada, y los depósitos sintectónicos generados en los surcos formados entre las crestas anticlinales asociadas a las hojas de cabalgamiento imbricadas. Hacia la parte alta de la provincia, también se marca un aumento relativo de espesor de las láminas imbricadas de cabalgamiento, entre las que se forman surcos o depresiones alargadas paralelas a las crestas durante el proceso de acreción y construcción del cinturón deformado y que constituyen las llamadas cuencas sintectónicas (piggy-back basins o syn-tectonic interfold basins). Estas cuencas poseen un relleno sedimentario basculado y un espesor máximo en torno a los 0.3 segundos en tiempos dobles de viaje. Esta provincia muestra un desarrollo lateral muy asimétrico dando 25 km de anchura en la parte oriental de la zona estudiada y se estrecha progresivamente hasta desaparecer en torno a los 69.7ºO junto con el resto cinturón deformado (Fig. 4.7). El detachment, comienza en la base del frente de deformación en la sección sd-5b y en el prisma turbidítico en la sección LD (Fig. 4.4 y Fig 4.9). El detachment se prolonga en profundidad hacia el N por debajo del prisma deformado, delaminando frontalmente las unidades sedimentarias del prisma tubidítico y los Carib beds. Los últimos reflectores de la Cuenca de Venezuela que se identifican debajo del cinturón de deformación se pueden corresponder con el reflector B” o incluso sub-B”. El reflector B” marca el techo del plateau caribeño (basamento) y por tanto son niveles más competentes que los Carib beds. La interfase entre este nivel más competente del basamento y los Carib beds constituye, probablemente, la superficie de despegue (i e., detachment). En los perfiles sísmicos esta superficie de despegue muestra una geometría continua desde el prisma turbidítico o la base del frente de deformación hasta la superficie por debajo del cinturón deformado (Fig. 4.6 y Fig. 4.8). Figura. 4.10 Mapa de líneas isóbatas correspondientes a la región de estudio. 64 65 El detachment se propaga hacia la Cuenca de Venezuela a modo de cabalgamientos ciegos, con el desarrollo de pliegues de propagación de falla asociados (fault-propagation-fold) (Fig. 4.4). Aunque el perfil sísmico LD (Fig. 4.9) no presenta suficiente resolución para observar esta característica, por analogía con el perfil sd-5b y todos los analizados por Granja et al., (2009a) en la parte central del Borde de los Muertos, se puede asumir que se produce el mismo proceso de desarrollo de pliegues de propagación de falla, ya que las características morfológicas resultantes son equivalentes. Estas evidencias de deformación recientes, junto con la propagación del detachment, indican que en la parte oriental se está produciendo una propagación hacia el S, tanto del cinturón de pliegues y cabalgamientos como del surco, y por tanto se considera que el proceso de acreción es activo. Este proceso de acreción también es activo en la parte occidental, donde la PI tiene menor entidad, pero debido al giro hacia el N que sufre el cinturón deformado la propagación del detachment y la deformación compresiva asociada se produce hacia el SO y finalmente hacia el O donde desaparece el cinturón deformado (Fig. 4.11). En la batimetría multihaz se observa que la escasa continuidad lateral de las trazas de los cabalgamientos y su relevo por otras trazas se produce mediante zonas transfer (Calassou et al., 1993), no mediante fallas transversales. Las zonas transfer mejor identificables se observan en la PI y muestran una tendencia ortogonal o ligeramente oblicua respecto a la tendencia E-O que muestra el frente de deformación (Fig. 4.4). Estas zonas transfer (Fig. 4.11) comienzan justo en el pie del frente de deformación y sólo se identifican en la parte baja de la pendiente insular. Estas zonas están asociadas con entrantes (recesses) en el pie del frente de deformación (Marshak, 2004). Estos entrantes implican un retraso del pie del frente de deformación en la dirección del transporte (i.e., hacia el S en la parte oriental o SO en la parte occidental). El receso más significativo muestra un retraso del pie del frente de deformación de unos 5 km aproximadamente, ubicado entre las latitudes 70.21°O y 70.18° O. Estos recesos nos dan una idea de la dirección del transporte del cinturón deformado hacia el SO y hacia el O en la parte más occidental. En las zonas transfer las láminas de cabalgamiento convergen y se truncan unas con otras (interferencia de rampas laterales y oblicuas). Estas zonas de transferencia producen pequeñas segmentaciones en la fábrica E-O del cinturón de pliegues y cabalgamientos con tendencia E-O (Fig. 4.11). Figura. 4.11 Interpretación morfotectónica de la zona de estudio. En color azul se observan los canales submarinos, en color naranja se observan los cabalgamientos del Cinturón deformado de los Muertos, encerrado en color amarillo las zonas transfer en el frente de deformación. 66 67 Provincia Media La Provincia Media (PM) empieza en la zona de ruptura de pendiente indicada en torno a la isóbata – 4000 m (Fig. 4.10 y Fig. 4.12) y definida aproximadamente a 3.8 segundos en tiempos dobles de viaje (Fig. 4.9), hasta aproximadamente otro quiebre cóncavo de pendiente. El límite con la Provincia Superior, no siempre queda bien constreñido debido a que en las partes más altas de la pendiente insular los procesos sedimentarios cobran mayor relevancia que los de acreción, suavizando sustancialmente el perfil morfoestructural. Al contrario que ocurre con la PI, la PM mantiene su anchura lateralmente y desaparece junto con el resto del cinturón deformado en los 69.7ºO. En este caso esta provincia desaparece bruscamente y es reemplaza hacia el O por una zona de talud muy escapada con una red de drenaje muy densa y encajada (Fig. 4.11). Análogo al comportamiento de las láminas imbricadas en la parte superior de la provincia inferior, en esta provincia se presentan unas hojas imbricadas con un mayor espaciado entre sí, lo que deja inferir que la tectónica en esta zona no es tan activa como en la Provincia Inferior. Este hecho se debe que hacia las partes altas del prisma deformado los planos de cabalgamiento se verticalizan ya no son mecánicamente tan efectivos acomodando la deformación compresiva (Moore et al., 1980; Granja et al., 2009a). En estas zonas algunos de los planos dejan de funcionar y quedan enterrados debajo de los depósitos de pendiente. Esta circunstancia da lugar a que aumente el espaciado entre planos de cabalgamiento así como la entidad de las cuencas que se forman entre ellos. En esta provincia, las estructuras imbricadas aparecen enterradas en buena parte por cuencas de pendiente, relativamente más potentes y extensas (Fig. 4.4 y Fig. 4.9). Este hecho puede indicar por un lado que la estructura imbricada es menos activa y por tanto la acreción menos importante, y por otro lado que los procesos sedimentarios cobran mayor importancia. Provincia Superior Esta provincia ocupa la parte alta de la pendiente insular, desde la ruptura de pendiente cóncava en el S correspondiente aproximadamente a la isobata –2000 m hasta la parte alta de la pendiente insular en su límite N, sin embargo este último límite no es preciso debido a la ausencia de datos tanto de sísmica de reflexión como de batimetría multihaz (Fig. 4.10). En esta provincia predominan los procesos sedimentarios ya que se observan extensos depósitos 68 de pendiente que cubren una estructura imbricada antigua e inactiva (Fig. 4.4 y Fig. 4.9). Estos depósitos sedimentarios presentan un espesor muy variable, pero aumenta hacia las partes altas de la pendiente. Cuantificando este espesor, se tiene una medida máxima de aproximadamente de 0.8 segundos en tiempos dobles de viaje. En la Provincia Superior (PS) predominan los procesos sedimentarios sobre los de deformación, por lo que allí las pendientes son más continuas en vez de escalonadas como en las otras provincias (Fig. 4.12). La PS se caracteriza por presentar fallas normales orientadas SSE-NNO y generan pequeños escalones en el fondo marino indicando un proceso activo que afectan principalmente a la cobertera sedimentaria (Fig. 4.4). Estas fallas representan las evidencias de procesos de carácter extensional que ocurren en la parte alta de la pendiente insular en márgenes convergentes (Davis et al., 1983; Granja et al., 2009a). Además, esta Provincia se caracteriza por la presencia de uno que otro canal submarino aislado de gran entidad y deslizamientos evidenciados por la existencia de cicatrices y depósitos gravitacionales. Hacia el O del cinturón deformado, esta estructura se ve reemplazada por un talud de pendiente muy inclinada que alcanza los 10° y presencia de canales. Sin embargo, a pesar de que se tiene un perfil sísmico de esta zona, éste muestra defectos debido a la variación de los parámetros de adquisición, por lo que sus características sólo se pueden observar con datos provenientes de la batimetría multihaz. 3.5 Morfología del Flanco oriental de la Cresta de Beata La Cresta de Beata presenta una asimetría transversal muy característica, pues su flanco occidental se muestra como un escarpe pronunciado de 3600 m de desnivel máximo y su flanco oriental se caracteriza por ser mucho más ancho con una morfología muy escalonada (Fig. 4.14 perfiles 7 y 8). El flanco oriental presenta un talud (inclinaciones de hasta 7°) en la parte alta que pasa hacia una zona donde alternan crestas subsidiarias (sub-crestas) y cuencas interiores hasta alcanzar la Cuenca de Venezuela (Fig. 4.8). Sin embargo, este trabajo de investigación se centra en el flanco oriental de la Cresta de Beata para estudiar su interacción con el Cinturón deformado de los Muertos, además que es de donde se tienen datos tanto de sísmica de reflexión como de batimetría multihaz. 5.8. Las flechas rojas indican los límites de las provincias morfotectónicas. Figura. 4.12 Perfiles batimétricos extraídos de los datos de batimetría multihaz interpolados a 300 m. Ver localización en la Figura 69 70 La región más somera de la Cresta de Beata en nuestra zona de estudio, a la que nos referiremos como parte axial, presenta profundidades de -700 m en su parte septentrional y 2000 m en su parte meridional. Desde estas profundidades el relieve submarino evoluciona bruscamente hasta los -4300 m de la Cuenca de Colombia (un promedio de 9º de desnivel) y de forma más escalonada hasta los -4100 m de la Cuenca de Venezuela (un promedio de 2º de desnivel). Esta zona axial se caracteriza por la presencia de una zona de falla compuesta de varias ramas con una orientación NNE-SSO que da un patrón de relevo (en echelon) (Fig. 4.13 y Fig. 4.11). Estas fallas parecen tener actividad reciente generando un relieve abrupto en el que alternan pequeñas crestas y cuencas alargadas según la dirección de las fallas. Estas fallas tienen un carácter extensional generando una compartimentación de bloques, sin embargo aunque no se observan evidencias en nuestros datos, no debe descartarse una componente importante en dirección. Esta zona de falla debería continuar hacia el NE (Fig. 4.11), pero no aparecen evidencias en nuestros datos. Probablemente continúe hacia el NE por la zona comprendida entre nuestros datos multihaz y la línea de costa ya que la presencia de una línea de costa dominicana tan lineal y con la misma dirección que esta zona de falla evidencia su relación. En nuestros datos se observa un canal transversal a la red de flujo que debe estar condicionado por esta zona de falla pero de escasa continuidad hacia el NE. El fondo marino del flanco oriental de Beata presenta una batimetría muy escalonada con relieves abruptos asociados a crestas batimétricas y zonas de fondo marino muy suave asociadas con cuencas sedimentarias que se han formado entre las citadas crestas batimétricas como resultado de los aportes turbidíticos y flujos gravitacionales (Fig. 4.10 y Fig. 4.11). Tanto las crestas como las cuencas ocupan la mayor parte del flanco oriental de Beata. Sin embargo en la parte alta del flanco se observa una zona de alta pendiente continua a la que nos referiremos como talud. Todas las pequeñas crestas que aparecen en el flaco oriental de la Cresta de Beata parecen poseer una génesis similar, además éstas actúan como barreras separando las cuencas interiores e influyendo en el aporte de sedimentos provenientes de la red de drenaje. El conjunto de crestas conforma el grupo de sub-crestas del flaco oriental de Beata las cuales se han definido de O a E como: Sub-Cresta A, Sub-Cresta B, Sub- Cresta C y Sub- Cresta D (Fig. 4.7 y Fig. 4.14). b) a) Figura. 4.13 a) Perfil sísmico de línea sd-3b. b) Interpretación sísmica de línea sd-3b. Localización del perfil Fig. 3.7 71 72 Las zonas entre crestas, se han denominado como zonas de cuencas interiores, las cuales actúan como zonas de depósitos de sedimentos. Estas cuencas han sido clasificadas de O a E como Cuenca Interior 1, Cuenca Interior 2, Cuenca Interior 3, Cuenca Interior 4 y Cuenca Interior 5 (Fig. 4.7 y Fig. 4.14). Para una mejor descripción se ha procedido a una clasificación sistemática en diferentes elementos morfo-estructurales y asignándoles nombres según su posición relativa en el flanco oriental de la Cresta de Beata: - Talud: La zona del talud aparece en la mayor parte de la parte más alta del flanco oriental de Beata. Se caracteriza por una alta pendiente hacia el E que varía entre los 4º en la parte meridional hasta los 7° en la región cercana a la isla de la Española. El talud presenta una red de drenaje submarino compuesta por cañones y canales muy densa y encajada. Esta red de drenaje presenta una clara conexión con la red fluvial de la isla aunque en la parte meridional de nuestros datos aparece una zona con una red de flujo que comienza en la parte axial de la Cresta de Beata, la cual es importante con un gran encajamiento y densidad de cañones y genera los aportes principales a las cuencas interiores 1, 2 y 3. En esta zona predominan los procesos de sedimentación por flujos gravitacionales evidenciados por una red muy densa de drenaje submarino orientado a favor de la máxima pendiente al SSE (Fig. 4.11). Localmente aparecen canales con orientaciones transversales que truncan la red de drenaje y están probablemente condicionados por fallas, aunque no se observan evidencias de actividad reciente. Los canales submarinos más significativos generan depósitos de abanico al pie del talud ya dentro de las cuencas interiores o terrazas. En las líneas sísmicas se observan secuencias de relleno canal-levee fosilizadas asociadas con flujos transversales a lo largo de las cuencas interiores (Fig. 4.3). - Figura. 4.14 Perfiles batimétricos extraídos de los datos de batimetría multihaz interpolados a 300 m. Ver localización en la Figura 5.8. 73 74 - Subcrestas: La sub-cresta D, colinda por el E con la Cuenca de Venezuela y el Cinturón deformado de los Muertos y por el O con la Cuenca Interior 5 (Fig. 4.7 y Fig. 4.14). Se caracteriza por presentar una morfología en planta arqueada que la diferencia del resto de subcrestas y ocupa un área aproximada de 490 km2. Su zona más alta se encuentra ubicado a aproximadamente 1400 m con respecto a la Cuenca de Venezuela y a aproximadamente 950 m con respecto a la Cuenca Interior 5. La sección transversal morfológica es asimétrica con el flanco occidental más tendido que el oriental. Esto se debe a que la cobertera sedimentaria es más potente en la parte occidental y suaviza la pendiente (Fig. 4.5 y Fig. 4.6). El flanco O es más escarpado y no presenta sedimentos, mientras que su flanco E colinda con los sedimentos de la Cuenca de Venezuela por medio de una estructura importante que se ha interpretado como de falla y que posee una orientación N-SSE. La anchura máxima de esta cresta se acerca a los 7 km y a lo largo de su zona de máxima altura posee una extensión aproximada de 68 km. Al E de esta cresta, se muestra la relación con los sedimentos de la Cuenca de Venezuela, la cual se muestra como un contacto sedimentario modo de onlap con diferentes grados de inclinación y no se puede descartar zonas de contactos laterales netos posiblemente asociados con el movimiento vertical en diferentes etapas de la sub-cresta respecto a la CV. Los perfiles sísmicos no ofrecen suficiente resolución para discriminar este hecho. Esta cresta no presenta reflexiones coherentes por ser un cuerpo isótropo y homogéneo de origen ígneo. La sub-cresta C, colinda lateralmente al E con la Cuenca Interior 5 y al O con la Cuenca Interior 4. Presenta una morfología lineal en planta orientada N-SSE y ocupa un área aproximada de 505 km2. Con respecto a la Cuenca Interior 5 y la Cuenca Interior 4, presenta una diferencia batimétrica de aproximadamente 1100 m y 1250 m respectivamente, tomando como referencia un punto aproximado de mayor elevación de la cresta. Se observan marcas de drenaje a favor de ambos flancos que desembocan en las cuencas interiores. Esta cresta posee una terminación hacia el N que entra en contacto con una zona de terraza y una terminación hacia el S en contacto con la Cuenca de Venezuela. La anchura máxima de esta cresta es de 9 km y a lo largo de su zona de máxima altura posee una longitud de aproximadamente 70 km, sin tomar en cuenta la zona en la que su altura empieza a disminuir hacia el N. Esta cresta no presenta reflexiones coherentes por ser un cuerpo isótropo y homogéneo de origen ígneo, presenta una cobertera sedimentaria que tapiza su parte apical con reflexiones hiperbólicas simulando la topografía original del cuerpo ígneo y facies transparentes indicando una deposición pelágica (Fig. 4.6) La sub-cresta B, colinda lateralmente al E con la Cuenca Interior 4 y al O con la Cuenca Interior 3, presenta una morfología lineal-curvada en planta orientada N-SSO y abarca un área 75 aproximada de 590 km2. Con respecto a las Cuencas Interiores 4 y 3, presenta una diferencia batimétrica de aproximadamente 1600 m y 1100 m respectivamente, tomando como referencia un punto aproximado de elevación máxima de la cresta. Además, posee una anchura máxima aproximada de 8 km. Hacia el N, esta cresta pareciera unirse con la subcresta C y hacia el S mantiene su dirección, sin embargo parece difuminarse hasta alcanzar a lo largo de su zona de altura máxima unos 56 km. Esta cresta no presenta reflexiones coherentes por ser un cuerpo isótropo y homogéneo de origen ígneo. La sub-cresta A colinda lateralmente al E con la Cuenca Interior 3 y al O con la Cuenca Interior 2, presenta una morfología lineal en planta orientada NNO-S y abarca un área aproximada de 250 km2. Con respecto a las cuencas 3 y 2 presenta una diferencia batimétrica de aproximadamente 1150 m y 700 m respectivamente con respecto a su punto de máxima elevación. Esta cresta posee una anchura máxima aproximada de 7 km y alcanza una extensión de 39 km aproximadamente a lo largo de su zona de máxima altura. Hay que hacer referencia que todos estos datos provienen de perfiles batimétricos realizados a partir de la batimetría multihaz, puesto que de esta sub-cresta no se tienen perfiles sísmicos. Esta cresta no presenta reflexiones coherentes por ser un cuerpo isótropo y homogéneo de origen ígneo. -Cuencas interiores: La caracterización más específica de estas cuencas se realizará de E a O, partiendo de la Cuenca Interior 5. La principal razón es porque se tiene más información proveniente de perfiles sísmicos en esta zona. La Cuenca Interior 5 se encuentra entre la sub-cresta D y la sub-cresta C (Fig. 4.7) abarca un área aproximada de 1290 km2 y posee una anchura máxima de 20 km, sin embargo, esta extensión no es constante debido a que se encuentra condicionada por la sub-cresta D, la cual es muy variable por su morfología tan curvada. Asimismo, esta cuenca presenta un basculamiento hacia el O como se observa en la secuencia sedimentaria más antigua. (Fig. 4.3 y Fig. 4.6). Este basculamiento sugiere la presencia de una falla asociada al flanco oriental de la sub-cresta D, pero no se observa en los datos sísmicos. Este basculamiento da lugar a diferentes secuencias sedimentarias: pre-, sin- y post-tectónicas. Las distintas secuencias se identifican por la presencia de contactos discordantes entre los depósitos pretectónico (previo a la falla) y sin-tectónico (durante la falla) y los materiales sin-tectónicos y post-tectónicos (posteriores a la falla) que muestran facies plano-paralelas horizontales. El basculamiento se puede datar como post- Mioceno Temprano ya que los reflectores sedimentarios comprendidos entre B" y alfa muestran una inclinación y espaciado uniforme. Asociada a este basculamiento aparece una cuña de sedimentos sin-tectónicos que está 76 fosilizada por la unidad post-tectónica potente mediante una discordancia. Esta discordancia trunca la cuña sin-tectónica y los materiales basculados pre-tectónicos, y separa dichas unidades de la unidad post-tectónica. La escasa entidad relativa de la cuña sin-tectónica sugiere que el proceso de basculamiento tuvo que ser un evento de corta duración asociada con el movimiento de la sub-cresta D respecto a la sub-cresta C a favor de una falla normal localizada en el flanco oriental de la sub-cresta C (Fig. 4.3. Fig. 4.5 y Fig. 4.6) El contacto de esta cuenca con las crestas adyacentes, se muestra como un contacto discordante con terminaciones onlap. La última secuencia horizontal y plano-paralela, y con relaciones de onlap con las crestas adyacentes indica una zona sin tectónica activa. Además, asociados a los flancos laterales de las crestas se presentan zonas con facies de tipo slump. Uno de los rasgos más distintivos de esta cuenca es la presencia de un flujo lateral de aproximadamente 100 m de altura con respecto al fondo oceánico y se observa tanto en el perfil sísmico sd-3a (Fig. 4.6) (Fig. 4.14 Ver: Perfil 9) como en los datos de batimetría multihaz aproximadamente a una longitud de 70.8 °O. Esta zona nos podría dar una idea de la dirección del flujo siendo ésta ortogonal a la dirección del perfil sísmico. Hacia el N el borde O de esta cuenca cambia hacia una zona de talud-terraza. Las facies sísmicas varían en esta cuenca resaltándose reflexiones más plano-paralelas hacia el N (Fig. 4.3) y un poco menos planas hacia el S donde estas reflexiones se muestran un poco más caóticas por la presencia local de flujos laterales. Sin embargo, estos flujos sólo aparecen en los niveles profundos de la cuenca. Tanto en el perfil sísmico sd- 2b (Fig. 4.5) como en el de la línea C (Fig. 4.3) se muestra en esta cuenca una discordancia erosiva importante que trunca los materiales sedimentarios que la componen. La Cuenca Interior 4, se encuentra entre la sub-cresta B y la sub-cresta C (Fig.4.8), abarca un área aproximada de 550 km2 y una morfología alargada hacia el N que se vuelve más ancha hacia el S debido a la orientación de estas crestas adyacentes (Fig. 4.11). Con respecto a las sub-crestas B y C posee una diferencia batimétrica de 1700 m y 1300 m respectivamente. Esta cuenca posee una anchura máxima de aproximadamente 7 km y un espesor de 0.7 segundos en tiempos dobles de viaje (Fig. 4.6). En esta cuenca, los sedimentos se disponen sub-horizontalmente y sus límites con las crestas adyacentes se muestran como terminaciones netas onlap con sedimentos provenientes de las facies de tipo slump. 77 Hacia la parte oriental de la sub-cresta A, se encuentra la Cuenca Interior 3, la cual está posicionada entre las latitudes 71.22°O y 71.13°O, posee una anchura máxima aproximada de 10 km (Fig. 4.7). Sin embargo, esta extensión va variando puesto que esta cuenca hacia el sur se ve condicionada por la sub-cresta A, pero al N se va haciendo más estrecha puesto que la cuenca se ve condicionada lateral y estructuralmente por el talud y la sub-cresta B, y pasa en continuidad hacia una zona de terraza. Con respecto a la sub-cresta A, esta cuenca presenta una diferencia batimétrica de aproximadamente 1200 m y de aproximadamente 1000 m con respecto a la sub-cresta B. Esta cuenca posee un espesor aproximado de sedimentos de 0.4 segundos en tiempos dobles de viaje. (Fig. 4.13) .Cuando las cuencas interiores se han colmatado, sus depósitos sedimentarios superan las crestas y dan morfologías de terrazas (Fig. 4.15). Más hacia el E, entre las latitudes 71.51° O y 71.29° O, se encuentra la Cuenca Interior 2, la cual tiene una longitud aproximada de 27 km. Esta cuenca también posee una batimetría un poco irregular, probablemente debido a la presencia de abanicos y flujos submarinos procedentes de la zona de talud. Esta cuenca limita en su extremo oriental con una de las subcrestas de la Cresta de Beata (Fig. 4.6), la cual se ha identificado como la sub-cresta A. Con respecto a esta cresta, la Cuenca Interior 2 posee una diferencia batimétrica de 700 m aproximadamente. Es importante hacer referencia a que los datos de batimetría multihaz tanto de la sub-cresta A y la Cuenca Interior 1, como de la cresta principal de Beata no han sido correlacionados con datos de sísmica de reflexión puesto que de estas zonas no se tienen perfiles sísmicos. En la región axial de la Cresta de Beata, se encuentra la Cuenca Interior 1, la cual presenta una diferencia batimétrica aproximada de 500 m con respecto a la cresta asociada a la zona de falla y hacia el E presenta una inclinación muy suave formando relieve próximo a un rellano o terraza (Fig. 4.11). Esta cuenca presenta una anchura máxima aproximada de 18 km con una batimetría suave localmente alterada por depósitos turbidíticos. Aunque no se posean datos sísmicos de esta cuenca, su morfometría y localización sugiere una génesis y dinámica muy similar a la de las cuencas interiores 2, 3 y 4. A ambos lados de la cuenca, aparecen unas pendientes escalonadas, pertenecientes a las crestas con las que limita, sin embargo no se puede decir a priori si éste es transicional o abrupto, puesto que como se ha expuesto anteriormente, no se tienen perfiles sísmicos de esta zona. 78 a) b) Figura. 4.15 a) Perfil sísmico de línea LB. b) Interpretación sísmica de línea LB. Localización del perfil Fig. 3.7 79 CONCLUSIONES El extremo occidental el Cinturón deformado de los Muertos es un cinturón compresivo que presenta una tectónica de piel fina (thin skin tectonics) generada a partir de un detachment basal que delamina los materiales sedimentarios del antepaís y los apila en el cinturón deformado. Este cinturón está constituido por un prisma deformado asimétrico lateralmente, con una terminación occidental brusca en los 69.7ºO y con una estructura imbricada de láminas de cabalgamiento con vergencia variable desde el S hasta el O. Las evidencias de deformación recientes, junto con la propagación del detachment, indican que en este cinturón deformado se está produciendo una propagación hacia el S en la parte oriental y hacia el O en la parte occidental, tanto del cinturón de pliegues y cabalgamientos como del propio surco, y por tanto consideramos que el proceso de acreción es activo. El Cinturón deformado de los Muertos muestra un giro oroclinal de la estructura imbricada de E-O a N-S. Este giro comienza en las inmediaciones del borde oriental de la Cresta de Beata y se hace más pronunciado hacia el O donde la Cresta de Beata y el cinturón deformado están muy próximos. La sección transversal de la Cresta de Beata es muy asimétrica, pues posee un flanco occidental definido por un gran escarpe con un desnivel máximo de 3600 m y un flanco oriental escalonado y caracterizado por la alternancia de cuencas interiores y sub-crestas oblicuas a la macroestructura principal. La estratigrafía sísmica de las cuencas interiores indica un relleno predominantemente turbidítico (e. g., sistemas canal-levee) y la ausencia de movimientos tectónicos al menos desde el Mioceno Inferior. Sin embargo, en la parte axial de la Cresta de Beata se ha observado un sistema de fallas orientado NE-SO que sí muestra evidencias de una tectónica activa. El estudio de la estructura superficial de la zona de interacción del Borde de los Muertos con la Cresta de Beata muestra evidencias de un proceso de colisión activa. Aunque no se observe un contacto directo entre las estructuras superficiales de la Cresta de Beata y el Borde de los Muertos existe una somerización e inclinación neta del detachment hacia el O como resultado de la evolución del sistema de cabalgamientos de una corteza de plateau (i. e., Cuenca de Venezuela) hacia una corteza de plateau engrosada (i.e., Cresta de Beata). El principal resultado de la 80 colisión en el retroarco es la desaparición de un cinturón deformado compresivo y su reemplazamiento hacia el O por un sistema de cizalla lateral izquierda. 81 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS BARTOLOMÉ, 2002 Evolución tectónica del margen continental oeste de México: Fosa Mesoamericana y Golfo de California (CORTES-P96). Consejo Superior de Investigaciones Científicas (CSIC). Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera. Departament de Geodinàmica i Geofísica de la Universitat de Barcelona. 330p. BURKE, K., Fox, P. J., Sengor, M. C., 1978. Buoyant Ocean Floor and the Evolution of the Caribbean. Journal of Geophysical Research, 83(B8): 3949-3953. BYRNE, D. B., Suarez, G., McCann, W. R., 1985. Muertos Trough subduction, microplate tectonics in the northern Caribbean? Nature, 317: 420-421. CALASSOU et al., 1993 , S., Larroque, C. Mallavieille, J., 1993. Transfer zones of deformation in thrust wedges: an experimental study. Tectonophysics, 221: 325-344 CASE, J. 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