Los valores de la gravedad empleados para la ela- boración del mapa de anomalías de Bouguer en tie- rra y de aire libre en mar se recopilaron de varias fuentes. Un total de 3201 medidas en tierra (Fig. 95a), proceden de campañas realizadas por diver- sas instituciones y fueron proporcionadas por el BGI (Bureau Gravimétrique International - París). A éstas se le sumaron 349 mediciones realizadas durante el proyecto ESCIN, como un estudio com- plementario a lo largo de la línea de sísmica de re- flexión profunda ESCIN-1 y áreas circundantes (Aller, 1993). Por último, los datos de mar proce- den de la base de datos de todo el globo de Sand- well y Smith (1997).
Con el fin de aumentar la densidad de los datos, en aquellas zonas de interés para este estudio que pre- sentaban un muestreo insuficiente, se realizó un le- vantamiento gravimétrico durante los años 1994 y
1995, entre los meridianos 5°O y 5°30’O. El graví- metro empleado fue un Lacoste & Romberg mode-
lo G-921, que proporciona una precisión teórica de
± 0,01 mgal con un rango de 5000 mgal. Las esta- ciones base empleadas como referencia para los re- corridos diarios fueron las estaciones fundamenta- les números 9 y 24 (Ribadesella y León) de la red de bases gravimétricas de España, así como una es- tación en Oviedo en el edificio de la Facultad de Geología cuyos parámetros fueron proporcionados por la BGI. A lo largo de la campaña se midieron un total de 474 estaciones y la gravedad teórica se calculó con referencia al World Geodetic System (1980).
La estación base de Oviedo en la Facultad de Geo- logía, al igual que todas la medidas proporcionadas por la BGI, están referenciadas a la Red de Estan- darización Gravimétrica Internacional de 1971 (In-
ternational Gravity Standardization Network,
ISGN-71). Sin embargo, las estaciones base de la red de bases gravimétricas de España de Ribadese- lla, León y Oviedo están referenciadas al valor de una estación base en Potsdam, al que se referencia- ban las estaciones base con anterioridad (Tabla XI). Con la mejora de los aparatos de medida se comprobó que el valor de la estación de Potsdam era 14 miligales más alto del valor real. Para ho- mogeneizar todos los datos y referirlos a la ISGN-71, se le restaron 14 mgal a los valores de la anomalía de Bouguer con corrección topográfica obtenidos a partir de las últimas estaciones.
La toma de medidas se realizó, siempre que fue po- sible, en vértices geodésicos y en los demás casos se localizó la posición geográfica en mapas del Servicio Geográfico del Ejercito (1:50.000) de los que se obtuvieron la longitud y latitud de cada pun-
Tabla XI. Coordenadas, valor de la gravedad observada y altura de las estaciones base empleadas durante la campaña de adquisición de nuevas medidas y la campaña complementaria de ESCIN-1 (Aller, 1993).
0,5 20 10 5 15 5 1 0,5 10 2,5 0,5 1 5 2.5 1 5 2,5 5 1 1 5 10 2,5 0,2 42° 43° 44° 0 0,2 0,5 1,0 2,5 5,0 10,0 20,0 40,0 N -7° -6° -5° -4° 42° 43° 44° M a r C a n t á b r i c o M a r C a n t á b r i c o M a r C a n t á b r i c o 50 km
ORIGEN DE LOS DATOS
Campaña 94-95 Aller (1993) BGI
1 - OVIEDO 4 - SANTANDER
2 - LEON 5 - PALENCIA
3 - RIBADESELLA - Estación base
1 2 2 2 3 3 3 444 5 5 5 a b M a r C a n t á b r i c o M a r C a n t á b r i c o M a r C a n t á b r i c o
Figura 95. a) Mapa de situación y origen de los puntos de medida de la gravedad utilizados para componer el mapa de anomalías de Bouguer en tierra. Las estrellas representan la localización de las tres estaciones base utilizadas en la campaña de recogida de datos 1994-95. b) Mapa de iso- líneas de la corrección del terreno calculada y aplicada para obtener la anomalía de Bouguer completa.
to. La altura se midió con un altímetro Thommen, que proporciona precisiones teóricas de ± 1 m. Las medidas se realizaron en itinerarios cerrados de 3 a 10 estaciones entre 2 vértices geodésicos. El altí- metro era calibrado en el primer vértice y durante la toma de datos se asumió que el error entre las al- turas medida y real en el vértice de cierre, se había producido de un modo lineal con el tiempo a lo lar- go del recorrido. Se calculó una corrección para cada estación intermedia y se desestimaron todas las mediciones en las que el error de la altura obte- nida al cerrar el itinerario era superior a ± 10 m. Para el cálculo de la anomalía de Bouguer se em-
pleó una densidad de reducción de 2,67 g cm-3. Te-
niendo en cuenta las dimensiones del área de estu- dio y la variedad de tipos rocosos presentes, cada uno con su densidad, se empleó una única densidad de reducción que corresponde al valor medio de la corteza y es un valor ampliamente utilizado en es- tudios regionales. Además de las correcciones ma- reales y de deriva, la presencia de fuertes relieves topográficos en la zona del estudio, con alturas en- tre 0 y más de 2600 m, aconsejó realizar la correc- ción del terreno para obtener la anomalía completa de Bouguer de los datos de tierra (ver Apartado 1.2). La corrección para cada valor de la gravedad se calculó mediante un modelo digital de elevacio- nes del terreno de malla 0,2 km, teniendo en cuenta la elevación de un área alrededor de cada estación entre 0,5 y 20 km. También se realizó una estima- ción, en varias estaciones, de la corrección para distancias hasta 167 km y menor de 0,5 km, pero los valores raramente excedían de 1 mgal, por lo que su aplicación fue desestimada. El modelo digi- tal de elevaciones del terreno (Fig. 1b) se elaboró a partir de información topográfica cedida por el IN-
DUROT (Instituto de Urbanismo y Ordenación del Territorio - Universidad de Oviedo) con datos de
isolíneas de elevación en intervalos de 100 m y la batimetría fue digitalizada de la carta batimétrica de Lallemand et al. (1985) y cartas náuticas del Instituto Hidrográfico de la Marina para las pro- fundidades menores de 200 m. Los mayores valo- res de corrección (Figs. 95 y 96), cercanos a 40 mgal, se obtuvieron para las medidas realizadas en la Cordillera Cantábrica, especialmente en la zona de los Picos de Europa, mientras que las anomalías medidas en la Cuenca del Duero prácticamente no
tienen corrección por situarse en una zona con re- lieve muy suave (Figs. 1b y 96).
Con los datos de mar y las medidas en tierra se compuso el mapa de anomalías de aire libre en mar y Bouguer con corrección topográfica en tierra (Figs. 96 y 97).
Descripción de las anomalías gravimétricas
El modo convencional de representar las anomalías gravimétricas es mediante mapas de isolíneas co- mo el de la Figura 97. Para su elaboración se inter- poló el valor de la anomalía en los nodos de una malla rectangular con los datos de la anomalía de aire libre en el mar y la anomalía de Bouguer con la corrección topográfica en tierra.
Desde el punto de vista teórico, la anomalía de aire libre (AAL) debe mostrar una correlación directa con la topografía cuando la corteza se encuentra isostáti- camente compensada. Existe una buena correlación entre la morfología de la AAL y la batimetría de la plataforma ibérica, talud continental y fondos del Golfo de Vizcaya (Fig. 96). Las zonas poco profun- das como la plataforma continental y el Banco Le Danois coinciden con valores positivos de las ano- malías, mientras que las anomalías negativas se en- cuentran en las zonas más profundas. Uno de los ele- mentos más destacables del mapa es el par anomalía positiva-negativa, alongado en la dirección E-O a lo largo de todo el margen noribérico (Fig. 38). Su lon- gitud es de unos 700 km y se extiende a ambos lados de los límites del mapa presentado en este trabajo. La anomalía negativa es asimétrica con un gradiente más fuerte al sur y se sitúa a lo largo de la base del talud continental donde las profundidades superan los 4000 m. Tiene una anchura entre 50 y 80 km y valores inferiores a -70 mgal. En esta zona llega a al- canzar un mínimo de -177 mgal (Fig. 97). Su máxi- mo asociado discurre sobre la plataforma ibérica y presenta varios máximos locales de los que el más importante se sitúa sobre el Banco Le Danois y al- canza valores cercanos a 150 mgal. La pendiente en- tre el máximo y el mínimo tiene un fuerte gradiente
de 16 mgal km-1. El gradiente positivo hacia el centro
del Golfo se debe al progresivo adelgazamiento ha- cia el norte, tanto de la capa de sedimentos como de la corteza, con la consiguiente somerización del manto. El valor de la anomalía tiende a 0 indicando la transición al equilibrio isostático.
Figura 96. Vistas tridimensionales desde el NO de: mapa de anomalías gravimétricas de Bouguer completa en tierra y de aire libre en mar (Fig. 97), valores de la corrección de terreno aplicados para obtener la anomalía de Bouguer completa (Fig. 95b) y modelo digital del terreno de la zo- na estudiada con exageración vertical (Fig. 1b). Obsérvese la buena correlación entre la batimetría y la anomalía de aire libre y la concordancia entre las zonas con mayor corrección topográfica y los mayores relieves de la cordillera.
Figura 97. Mapa de la anomalía de aire libre en mar y de Bouguer completa en tierra. Las líneas representan los perfiles gravimétricos modeliza- dos y las líneas de reflexión y refracción/gran ángulo de la zona. El intervalo de contorno es 10 mgal.
-120 -30 30 60 60 30 0 -90 -60 -30 60 0 -120 -60 -60 -60 -30 -60 -90 30 -30 0 -90 90 -90 -60 120 60 -150 0 MODELO MODELO MODELO 5,16 5,16 5,16 MODELO MODELO MODELO 4,62 4,62 4,62
-7°
-6°
-5°
-4°
42°
43°
44°
45°
-180 -150 -120 -90 -60 -30 0 30 60 90 120 150 mGal Palencia León OviedoBanco del Danes
Santander Gijón 0 50 km N Perfil gravimétrico Sísmica reflexión Sísmica refracción
En la zona de máximo de la plataforma ibérica se pueden distinguir tres máximos relativos con valo- res superiores a 90 mgal cuyo origen no se puede atribuir únicamente a la batimetría. El situado so- bre el Banco Le Danois es el más intenso y a él contribuyen tanto el efecto de borde antes mencio- nado como el que los sedimentos de la plataforma se adelgacen y llegue a aflorar basamento preme- sozoico en el fondo del mar (ver Apartado 3.1). Los otros dos máximos tienen poca longitud de on- da, por lo que su origen debe ser somero y se esca- pa al objetivo de nuestra modelización, centrada en las anomalías de gran longitud de onda producidos por estructuras de escala cortical. De ellos, el má- ximo situado al NO del Cabo Peñas puede estar re- lacionado con la presencia de rocas basálticas y vulcanodetríticas como las que se encuentran den- tro de la sucesión paleozoica en la costa (Gallaste- gui et al., 1992).
En el cálculo de la anomalía de Bouguer (AB) en tierra, se sustraen del valor de la gravedad observa- da los efectos de: latitud, elevación y masa de roca sobre el geoide de referencia, por lo que dichas anomalías reflejan las variaciones de la densidad bajo el nivel de referencia. Si la tierra fuera una masa homogénea el valor de la AB debería ser 0. Por lo tanto, la variación del valor de la anomalía entre dos puntos está causada por irregularidades en la distribución de densidades, atribuibles a la disposición de las masas rocosas.
En el mapa de la AB se observa un suave gradiente negativo hacia la Cuenca del Duero, tanto de N a S desde la costa cantábrica, como de O a E desde la atlántica (Fig. 98). Este gradiente se debe al efecto combinado de: el relleno de la cuenca con sedi- mentos de menor densidad que el sustrato paleo- zoico circundante y el engrosamiento de la corteza desde los márgenes continentales, donde la corteza está adelgazada, hacia el centro de la placa donde alcanza un espesor entre 30 y 35 km. Se observan algunos mínimos locales, de poca amplitud y lon- gitud de onda, generados por cuerpos a escasa pro- fundidad, que se pueden explicar a partir de la geo- logía superficial. En la parte Oriental el relleno se- dimentario terciario de la Cuenca Terciaria del Bierzo genera un mínimo con valores por debajo de -60 mgal. Una serie de pequeñas anomalías ne- gativas o inflexiones de las isolíneas localizadas en
la parte oriental de Asturias, entre -6,5° y -7°, se pueden explicar por la presencia de cuerpos intru- sivos de edad varisca y naturaleza mayoritariamen- te ácida e intermedia que tienen su manifestación superficial en los stocks ígneos de Salas, Porcía, Salave, Represas y Boal (Alonso et al., 1991). El gradiente desde la costa cantábrica hasta la Cuenca del Duero es diferente a ambos lados del meridiano 5°O. En el sector oeste el gradiente es suave desde la Cuenca del Duero y aumenta progresivamente hacia la costa. Por el contrario, en el sector este el gradiente es fuerte desde el borde de la Cuenca del Duero hasta aproximadamente los Picos de Euro- pa, donde el gradiente disminuye y las isolíneas se separan dando lugar a una zona de meseta relativa- mente plana. La transición de la zona de meseta a la costa se produce a través de una zona con fuerte gradiente. El límite entre ambos sectores coincide con el límite geológico entre la Región del Ponga en el oeste y la Región de los Picos de Europa en el este. La variación lateral del gradiente también está reflejada en el mapa de la anomalía de Bouguer sin corrección (Fig. 98), por lo que se excluye que se trate de un error introducido al aplicar la correc- ción topográfica. Su origen debe ser por lo tanto al- guna estructura situada en un nivel cortical de in- termedio a somero, ya que las estructuras profun- das generan anomalías de mayor longitud de onda. Sin embargo, su origen no debe atribuirse a varia- ciones de la densidad de los materiales paleozoicos que afloran, ya que la zona de meseta se extiende hacia el este sobre los afloramientos de rocas me- sozoicas de la Cuenca Vasco-Cantábrica, hasta el límite oriental del mapa, donde las isolíneas vuel- ven a juntarse (Figs. 97 y 98).
El mínimo absoluto de esta zona se localiza al nor- te de León y se extiende en dirección E-O paralelo al borde septentrional de la Cuenca del Duero so- bre su depocentro (Fig. 98). Otros mínimos impor- tantes ocupan el extremo SE del mapa, en el vérti- ce de la cuenca, en las inmediaciones de los siste- mas Central e Ibérico.