Estructura actual de la corteza en el Sistema Central Español e
Anuncio
Estructura actual de la corteza en el Sistema Central Español e implicaciones geotectónicas Por A. CARBÓ, y R. CAPOTE* Resumen Se discute la información geológica, teluromagnética, sísmica y gravimetrica acerca de la estructura de la corteza continental en el Sistema Central con objeto de mostrar sus implicaciones geotectónicas, tanto para el ciclo hercínico como para las compresiones alpinas. El espesor actual de la corteza es de unos 32 km, pero los datos geológicos revelan que durante la etapa orogénica hercínica alcanzó al menos 50 km. Una capa de baja velocidad de las ondas sísmicas, encontrada a 7 km de profundidad en los perfiles sísmicos puede estar relacionada con procesos de delaminación cortical durante la segunda fase hercínica. Los xenolitos que se citan en rocas ígneas básicas de Avila apoyan un carácter granulítico para la corteza inferior. Finalmente, las investigaciones gravimétricas reflejan una estructura actual con dos fallas inversas que levantan el bloque central, entre las cuencas del Duero y Tajo. Abstract The geological, teluromagnetic, sismic and gravimetric information about the structure of the continental crust in the Central System, are considered in order to show their geotectonic implications in the final hercynic evolution and the alpine tectonic compresions. The crust in this region is now 32 km thick but the geological evidence show that it riched almost 50 km in the latest hercynian orogenic events. The low velocity zone founded at 7 km depht by the sismic refraction profiles, carried out in the central part of the Peninsula, is probably a major structural featture possible related with a process of delamination during the second tectonic hercynian phase. The xenolites founded in basic igneous rocks of Avila prove that the lower crust is probably granulitic. Finally, the gravimetric survey gives somo indications about the present structural pattern, with two major reverse faults wich have uplifted the central block between Duero and Tajo basins. 1. INTRODUCCIÓN El ciclo hercínico, tal como los datos estratigráficos, tectónicos y petrológicos nos muestran, representó para la corteza en el Sistema Central, una larga etapa de transformaciones que afectaron a su composición, estructura y espesor. Inicialmente debió existir una corteza continental que constituía el basamento sobre el que se apoyaron los sedimentos precámbricos y paleozoicos descritos en otra parte de este volumen. Independientemente de la posibilidad de que algunos ortogneises puedan representar afloramientos de ese basamento (FERNÁNDEZ CASALS, 1974), la presencia de series sedimenta* Departamento de Geodinámicas. Facultad de Geología. Universidad Complutense de Madrid. 626 A. CARBÓ - R. CAPOTE rias paleozoicas de aguas someras requiere la existencia de una corteza con un estado de compensación isostática compatible con los correspondientes mares epicontinentales (JULIVERT, 1984). Por ello es muy probable que el ciclo se iniciara sobre una corteza continental prehercínica previa, corteza que en la primera parte del ciclo sufrió estiramiento y adelgazamiento, con la subsiguiente subsidencia y sedimentación. En la parte final del ciclo, dicha corteza fue llevada a una situación de colisión y muy probablemente de delaminación, tal como la tectónica en forma de varios complejos cabalgamentes sugiere (CAPOTE et al, 1981). La corteza fue así reactivada (BURKE y DEWEY, 1973), y la deformación con superposición tectónica, la recristalización metamòrfica regional y la intrusión de granitoides determinaron una nueva estructuración. Aunque la región del Sistema Central no quedó después incluida en ninguna de las unidades propiamente alpinas, su posición adyacente a ellas determinó diversas modificacions posteriores que han quedado reflejadas en la estructura y espesor de la corteza. Es nuestra intención en este trabajo, discuitir los datos acerca de estos aspectos y su interpretación geotectónica, en combinación con otros tipos de información geológica. A diferencia de lo que ocurre con la estructura superficial del Sistema Central, se dispone de pocos trabajos referidos a la estructura cortical en su conjunto. Estos corresponden a diversos tipos de estudios geofísicos que utilizan métodos teluro-magnéticos, sísmicos o gravimétricas y que en general se refieren no tanto al Sistema Central como a zonas próximas. 2. LOS ESTUDIOS TELUROMAGNETICOS Al Sur de Toledo aflora un conjunto de materiales cristalinos («Unidad migmatítica de Toledo», APARICIO, 1971), que han sido incluidos por CAPOTE et al. (1981) en uno de los complejos estructurales del Sistema Central. Esta unidad queda separada al Sur de las formaciones paleozoicas de los Montes de Toledo por una gran falla dúctil («Banda milonítica de Toledo», APARICIO, 1971) y hundida al Norte bajo los sedimentos terciarios de la Depresión del Tajo. En esta región fue estudiada la estructura y espesor de la corteza, mediante la realización de un sondeo teluro-magnético basado en registros tomados por el Observatorio de Toledo (REY DE LA ROSA et al, 1968). Los datos se obtuvieron de los registros del año 1959, pues se pudo apreciar que desde 1962 se encontraban perturbaciones de una línea eléctrica de alta tensión y la electrificación del Ferrocarril. El resultado fueron curvas de variación de la resistividad y conductividad con la profundidad hasta unos 82 km (Fig. l) que permitieron dar una estructura con las siguientes capas: a) Cobertera sedimentaria terciaria: 750 m (80 ohmios-metro). b) Corteza superior: hasta 20,33 km (resistividad en aumento hasta los 2.024 ohmios-metro de su base). c) Corteza inferior: hasta 30,63 km (resistividad media de 250 ohmiosmetro). d) Manto superior: hasta los 82 km (resistividad en aumento hasta 1.066 ohmios-metro a 75,46 km de profundidad y posterior disminución hasta 315 ohmios-metro en los 82 km. ESTRUCTURA ACTUAL DE LA CORTEZA EN EL SISTEMA CENTRAL 01 CONDUCTIVIDAD (A. m)"1 0.002 0.003 0.004 0.005 0.001 + + + + + + + + + + + + + + + + + + -f + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + .s ¿s / / 10 / 1 20- 627 1 1 1 D. CON K A D ¡__ ' \ \\ \\ \ \ \ \ \ ~\~- f ' V V V V V V V V V V V V V V V V V v v v v v v v v v V vvvvvvvvvvvvvvvvvvv vvvvvvvvvvvvvvvvvvtf V V V V V V V V V '3&8ffi&88i •M*X*>»X«M*>X >x*x*x*x*x*x*x / / 'X'X'X-X-X'X'X •Xv.vXív.v.v, •X*X*X'X*X*Xv í ve 040- V fvvvvvvvvvvvvvvvvvvv \ *e V V V v v v y V v v v v v v v v v v v v '„v v v v v v v v v \ D. MOHOROVICIC 30- v v v v v v v v v v V V V V V V V V V V V V V Y V V V V V F V V V V V V V V V SÍÍSÍÍÍÍÍÍS •X'í'X'X'X'X'X'i / »••••%%v»v«v«>%v ^ Q •••••*••*••*•••••••*••%• K*"?X*H«£A«X% «•X:X:X:X:X:X •.•.V.'.V.V.V.VA í o z , •.V.X.V.V.VAV. • • • 'X'X'X'X'X« X'X'X'X-X'X'X' 3 u. 0 oc í ••••••••>%••*•••••%%%*• * 50- / : ¥Â-Í: Í:%«Ã:::à «•x«:«««:::« / / j •X'X*X«X'X'Xv X'X'X'X'X'X'X' x·x·x·x·x·x·w X'X'X'X'X'X'X" í 60- / ^ÍSÍÍÍS^ •v.'.v.y.v.'.v.v •••••••*•*•*•••••••••*•••*•• X'X'X'X'X-X'X« I 1 íííííxWrVíx: SSÍÍÍÍÍÍÍÍÍ$ í 70- •X-X-X-X'X'X-X •x·x·x·x·x·x·x •X'X'X'X'X'X'X •••••••••••••• OSÍSÍÍ«ÍS •X*X*X*X*I«X*X*Í i 1 TfCHO Dei CANAL OEL "V •X*X*XvX«X*X* •X'X'X'X'X'X'X • • • •K·X·X·X·X·I «•x-x-x-x-x-x •X'X'X'X'X-X'X :A%XxXx¥A¥ :: : \ ÍÍà : :*:¥ÍÍX à •&&$&%. \ 80- MANTÓ \ \ =^-=j Rocas sedimentarias j. Granito -anéis j_ FIG. 1. Estructura cortical obtenida en un sondeo teluromagnético en Toledo. REY DE LA ROSA et al. (1986). 628 A. CARBÓ - R. CAPOTE Se encontró, por lo tanto, una corteza continental que con sus casi 31 km es más parecida a la de un área de plataforma que a la de una cadena hercínica. 3. LOS ESTUDIOS SÍSMICOS La estructura de la corteza en el centro de la Península ha sido estudiada también mediante métodos sísmicos. PAYO (1965, 1970 y 1972), PAYO y RUÉ DE LA PARTE (1978) y SIERRA (1980) estudiaron la estructura cortical y del manto a partir de ondas superficiales de terremotos. PAYO (1972) estudió también los tiempos de propagación de ondas sísmicas desde los epicentros de terremotos a varias estaciones sismológicas. Finalmente se han realizado varios perfiles sísmicos de refracción profundos de los cuales los que van de Càceres a Teruel y de Toledo hacia Soria, aportan datos de la región próxima al Sistema Central (BANDA et al. 1981). El programa de perfiles sísmicos profundos, que el Grupo Español integrado en la Geotransversal Europea, va a desarrollar en los próximos años, proporcionará datos importantes, ya que uno de los perfiles pasa por el mismo Sistema Central. BANDA et al. (1981) reúnen los resultados obtenidos en los diversos trabajos en el siguiente esquema general (Fig. 2), correspondiente a una corteza cuyo espesor total es de 31 km: a) Capa de sedimentos: 1,5-3,0 km; Vp = 3,3 km/seg.; Vs = 2,5 km/seg. b) Basamento cristalino: hasta 7 km; Vp = 6,05-6,15 km/seg.; Vs = = 3,48 km/seg. c) Capa de baja velocidad: de 7 a 11 km; Vp = 5,6 km/seg.; Vs = = 3,18 km/seg. d) Corteza intermedia: de 11 km a 23 km, Vp = 6,4 km/seg.; Vs = = 3,58 km/seg. e) Cortez inferior: de 23 a 31 km; Vp = 6,9-6,8 km/seg.; Vs = = 3,9 km/seg. Vp(km/s) Ê 10- _5¿ -o -S 20•TS C D 'S 300. yirv. i 3.30 6.05 Vs (km/s) 2.50 3.48 6.15 ==•10 5.60 3.18 6.40 3.58 -D O 1L 1i 11 4 6 8 Velocidad Km/s T5 ^U C i 2o^ Û- 6.90 3.90 30- 6.80 8.0 - 8.7 44- 4.5 FIG. 2. Variación de la velocidad de las ondas P y S en la corteza de la región central de la Península y modelo esquemático de su estructura, según BANDA et al. (1981). ESTRUCTURA ACTUAL DE LA CORTEZA EN EL SISTEMA CENTRAL 629 En el Manto las velocidades comienzan con Vp = 8,0-8,1 km/seg., y Vs = 4,4-4,5 km/seg., si bien hay una zona de transición con la corteza de 1,5 km de espesor. En este trabajo los autores proponen una composición granítica para la zona de baja velocidad migmatítica como la Unidad de Toledo para la corteza media y granodiorítica, diorítica y granulítica para la corteza inferior. 4. LOS ESTUDIOS GRAVIMETRICOS Dado que ninguno de los trabajos a que se ha hecho referencia corresponde al Sistema Central consideramos de interés utilizar otro tipo de métodos, como son los estudios de las anomalías de la gravedad. Apoyándose en los datos sismológicos de áreas próximas pueden hacerse consideraciones acerca de la estructura y espesor corticales. Los valores de las anomalías de Bouger oscilan entre -60 y algo más de —100 mgals, valores que podemos considerar intermedios entre los típicos de las cadenas hercínicas y las área de plataforma. Su rasgo destacable es el cambio en el valor de la anomalía a un lado, y otro del accidente de Berzosa (CAPOTE et al., 1977), asociándose la anomalía negativa menor al conjunto paleozoico de bajo grado situado al Este del accidente. A ambos lados del Sistema Central dos anomalías negativas importantes se asocian a las cuencas terciarias del Duero y del Tajo. Un primer perfil gravimetrico a través del Sistema Central, entre Madrid y Arévalo (Avila) fue analizado por ROSALES et al. (1977). Partiendo de un estudio de CADAVID (1977) se ajustó a la anomalía observada un modelo de corteza de un espesor (40 km) mayor que el obtenido según otras líneas de evidencia. Sin embargo, cabe resaltar que el modelo requería un Moho levantado en el bloque del Sistema Central respecto a su profundidad al Norte y el Sur del mismo. Un nuevo perfil se ha realizado a partir de los datos del levantamiento gravimetrico del Instituto Geográfico Nacional a escala 1/200.000. La interpretación se ha abordado mediante el ajuste de sucesivos modelos bidimensionales en los que se han calculado anomalías teóricas. Como es sabido las anomalías de la gravedad son originadas por las heterogeneidades laterales en la distribución de densidades y la longitud de onda, de las mismas depende de la profundidad a que se encuentra la masa anómala que lo produce. Ello hace que aunque no adecuado para analizar estructuras de detalle, el levantamiento a escala 1/200.000 del IGN sea utilizable para estudiar estructuras mayores (cuencas, bloques elevados) y grandes rasgos corticales. Para los modelos se han tomado los resultados de BANDA et al. (1981), considerando una corteza simplificada con una densidad media de 2,8 g/cm3. Para la parte más superficial de la corteza superior se han tenido en cuenta las cuencas terciarias, dando a los conjuntos detríticos una densidad de 2,5 g/cm3 y a las formaciones evaporíticas de la cuenca del Tajo, una densidad de 2,55 g/cm3. Se han considerado también una capa de menor densidad que la media cortical, la cual representa la zona de baja velocidad intracortical, para la que se ha tomado un valor de 2,67 g/cm3. Para el manto se ha tomado la densidad 3,2. El nivel de compensación se ha situado a 31 km de profundidad. 630 A. CARBÓ - R. CAPOTE Se ha partido también del espesor conocido para los sedimentos de la Cuenca del Tajo y se han supuesto dos grandes fracturas corticales en el borde sur del Sistema Central y en el borde de la Cuenca del Duero en Cuéllar. La primera falla es bien conocida en superfície, donde aflora como falla inversa. La segunda se sitúa en una zona de fuerte gradiente en la anomalía y se ha supuesto también inversa, dado el carácter compresivo del Sistema Central durante la etapa alpina. La continuación de las fallas en la corteza inferior, donde se supone un comportamiento dúctil en las rocas, puede parecer no realista, pero se sigue con ello la misma línea de los autores rusos y se apoya en la detección de fallas manifiestas como reflectores en algunos perfiles sísmicos de reflexión profundos publicados para otras regiones corticales. En la figura 3 se muestra un modelo en el que la anomalía calculada se ajusta de manera aceptable. El Sistema Central según este modelo es un bloque levantado, con el Moho también elevado, respecto a los bloques a un lado y otro. El espesor cortical resulta de unos 32 km, muy aproximado al obtenido en los perfiles sísmicos de refracción. 5. DISCUSIÓN Los datos hasta ahora disponibles muestran una corteza continental con un espesor actual de unos 32 km, equivalente al de otras áreas en el centro de la Península. Este espesor es intermedio entre los típicos de las cadenas hercinianas y las áreas de plataforma estable. La tectónica alpina compresiva levantó el bloque del Sistema Central, mediante fallas inversas. En los lados hundidos se depositaron los sedimentos terciarios de las cuencas de Madrid y Cuéllar. Esta imagen actual no corresponde a lo que debió ser la corteza en las fases finales de la orogenia hercínica. Los datos geobarométricos disponibles indican que la corteza tenía en ese momento un espesor mucho mayor que el actual [TORNOS Y CASQUET (1981)] encuentran, por ejemplo, para el metamorfismo en el sector Peñalara unas condiciones de 785 ± 50 °C de temperatura y 5 kbars de presión confinante, que corresponden a algo más de 17 km de profundidad. Un espesor mínimo de unos 50 km puede, por lo tanto, darse para la corteza hercínica cuando este evento metamòrfico, de un gradiente de 52 'C/km se desarrollaba. La formación de esta corteza engrosada puede ponerse en relación con el emplazamiento de unidades cabalgamentes durante la segunda fase de deformación hercínica, encontrándose la corteza más potente hacia el Oeste, área donde se produjeron mayores volúmenes de magmas granitoides tardihercínicos. Aunque el levanamiento y erosión se debió iniciar inmediatamente después de esta segunda fase, tal como indican las condiciones de la formación en las fases posterioes (propias de niveles progresivamente más superficiales), una etapa especialmente importante es la de distensión y levantamiento en el carbonífero superior-pérmico. El área de la Unidad migmatítica de Toledo fue levantada, mediante la falla lístrica de su borde sur, y sometida a intensa erosión. Un conjunto de fallas y cinturones dúctiles normales (DOBLAS et al., ESTRUCTURA ACTUAL DE LA CORTEZA EN EL SISTEMA CENTRAL f* o I Km i, o I o o 631 migais S I >> p p O 30 H ïi Q 7: B fO T \^ o FIG. 4. Modelo de la estructura actual de la corteza en el Sistema Central obtenido a partir de datos gravimétricos en un perfil transversal Madrid-Cuéllar. En línea continua se representa la anomalia observada. 632 A. CARBÓ - R. CAPOTE 1983), en el Sistema Central pueden también asocirse a levantamiento cortical y erosión que redujo el espesor inicial. Respecto a la estructura hercínica de la corteza, son muchos los problemas, dada la falta de estudios detallados en el Sistema Central. La zona de baja velocidad de la corteza en el centro de la Península ha sido interpretada por BANDA et al. (1981) como formada por granitos bajo las migmatitas del zócalo de Toledo. Sin embargo, zonas de baja velocidad parecidas han sido interpretadas como zonas fracturadas (KozLOVSKY, 1982), y reflectores a los 10 km de profundidad han sido encontrados en otros macizos hercínicos interpretándose como zonas de falla dúctil formados durante los procesos de delaminación cortical. Por otra parte, se pueden esperar cambios importantes en las diversas unidades tectónicas hercínicas del Sistema Central, por ejemplo, a un lado y otro de la falla de Berzosa. Son necesarios por ello nuevas investigaciones no sólo geofísicas, sino también estructurales, petrológicas y geoquímicas para profundizar en el conocimiento de la estructura de la corteza continental en el Sistema Central. En las rocas básicas de un diatrema de la Paramera de Avila han sido encontrados xenolitos de diversos tipos de . rocas (ViLLASECA et al., 1983), entre los que citan granulitas granatíferas foliadas, que al menos permiten suponer una composición granulítica para la corteza inferior. BIBLIOGRAFÍA APARICIO, A.: «Estudio geofisico del macizo cristalino de Toledo». Estudios Geo!., 27, págs. 369-414, 1971. BANDA, E.; SURIÑACH, E.; APARICIO, A.; STERRA, J., y Ruiz DE LA PARTE, E.: «Crust and upper mantle structure of the Central Iberian Meseta (Spain)». Geophys. J. R. astr. Soc., 67: págs. 779-789, 1981. DEWEY, J. F., y BURKE, K. C. A.: «Tibetan, Variscan, and precambrian basament reactivation: products of continental collision». Journal of Geology, 81, págs. 683692, 1973. CADAVID, S.: «Avance del mapa de isopacas de una "corteza normal" para la Península Ibérica y principales accidentes de posible alcance cortical». Bol. Geol. Min, 88, págs. 561-566. CAPOTE, R.; CASQUET, C., y FERNÁNDEZ CASALS, M. J.: «La tectónica hercínica de cabalgamientos en el Sistema Central». Cuadernos de Geología Ibérica, 7, págs. 455469, 1981. DOBLAS, M.; CAPOTE, R., y CASQUET, C.: «Fenómenos de cizalla en los granitoides en la sierra de San Vicente (sierra de Gredos)». Studio Geologica Salmaticensia, 18, págs. 27-38. FERNÁNDEZ CASALS, M. J.: «Significado geotectónico de la formación Gneises de la Morcuera». Studia Geológica Salmanticensia, 7, pág. 87-196, 1974. JULIVERT, M.: «La estructura del zócalo premesozoico de la Península Ibérica». Energía Nuclear, 28, págs. 195-203, 1984. ZOZLOVSKY, Y. A. C.: «The Kola super-deep well; Interim results and prospects». Geological Newsleter IVGS 1982 (4), pág. 4-11. PAYO, G.: «Iberian Peninsula Crustal structure from surface waves dispersion». Bull. Seism. Soc. Am., 55, págs. 727-743, 1965 PAYO, G.: «Structura of the crust and upper mantle in the Iberian shield by means of a long period triangular array». Geophy. J. R. astr. Soc., 20, págs. 493-508, 1970. ESTRUCTURA ACTUAL DE LA CORTEZA EN EL SISTEMA CENTRAL 633 PAYO, G.: «Crust monile velocities in the Iberian Peninsula and tectonic implications of the seismicity in this area». Geophys. J. R. astr. Soc., 30, págs. 85-99, 1972. REY DE LA ROSA, J.; CADAVID CAMINA, S., y GONZÁLEZ MIRANDA, M.: «Aplicación del mètodo magneto-telúrico al estudio de las discontinuidades corticales y del manto superior en Toledo». I.G.C.: págs. 1-50. ROSALES, F.; CARBÓ, A., y CADAVID, S.: «Transversal gravimetría sobre el Sistema Central e implicaciones corticales». Bol. Geol. Min., 88 (6), págs. 567-573, 1977. SIERRA, J.: «Técnicas de análisis de frecuencia en ondas superficiales para el estudio regional de la litosfera. Aplicación al área de la Península Ibérica». Tesis Univ. Complutense, Madrid, págs. 1-193, 1980. TORNOS, F., y CASQUET, C.: «Metamorfismo regional e implicaciones geotermométricas en el alto valle del Lozoya (Sistema Central español)». Cuaderno Geología Ibérica, 7, págs. 135-150, 1981. VILLASECA, C.; LÓPEZ GARCÍA, J. A.; NUEZ, J., y UBANELL, A. G.: «Contribución al estudio de los diques camptomáticos hetermorfos con subfacies ocelares y de diatrema sociados. Sierra de la Paramera de Avila». Rev. Mat. Proc. Geol., 1, págs. 103-118, 1983.
