ANÁLISIS GRAVIMÉTRICO 3D DE MÁRGENES PASIVOS …

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FACULTAD DE CIENCIAS GEOLOGICAS. UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID. MÁSTER EN EXPLORACIÓN DE HIDROCARBUROS Y RECURSOS MINEROS. ANÁLISIS GRAVIMÉTRICO 3D DE MÁRGENES PASIVOS UTILIZANDO DATOS DE DOMINIO PÚBLICO MARINA JERÓNIMO ZÁRATE MADRID, CURSO 2017-2018

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FACULTAD DE CIENCIAS GEOLOGICAS. UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID.

MÁSTER EN EXPLORACIÓN DE HIDROCARBUROS Y RECURSOS MINEROS.

ANÁLISIS GRAVIMÉTRICO 3D DE MÁRGENES

PASIVOS UTILIZANDO DATOS DE DOMINIO PÚBLICO

MARINA JERÓNIMO ZÁRATE

MADRID, CURSO 2017-2018

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ÍNDICE DEL TRABAJO DE FIN DE MÁSTER

1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

1.1 Área de Estudio

Atlántico Centro-Este

Mar del Sur de China

2. METODOLOGÍA Y FUENTES DE DATOS 2.1 ANTECEDENTES 2.2 VARIACIÓN DE LA DENSIDAD DEL MANTO

Modelo Isostático Modelo Térmico Proceso Analítico seguido

2.3 MODELADO GRAVIMÉTRICO 3D 2.4 FUENTES DE DATOS UTILIZADOS

3. RESULTADOS OBTENIDOS

3.1. OCÉANO ATLÁNTICO CENTRO-ESTE

3.1.1. Resultados Modelo Isostático

3.1.2. Resultados Modelo Térmico

3.2. MAR DEL SUR DE CHINA

3.2.1. Resultados Modelo Isostático

3.2.2. Resultados Modelo Térmico

3.3. INVERSIÓN GRAVIMÉTRICA 3D DEL MAR DE CHINA

3.3.1. Respuesta gravimétrica con densidad del manto constante.

3.3.2. Inversión lateral de densidad del manto

3.3.3. Variación de densidad del manto a partir del modelo térmico e

isostático.

3.3.4. Inversión estructural.

4. DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS

4.1. Límites de aplicabilidad de los cálculos

4.2. Calibración de los parámetros de las ecuaciones

4.3. Discusión Modelo 3 D

4.4. Aplicabilidad en la Industria

5. CONCLUSIONES

6. BIBLIOGRAFÍA

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1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

El estudio de estructura y propiedades de la corteza oceánica en diferentes regiones ha

sido objeto de gran interés en los últimos años, en especial la estructura de la transición

océano-continente y el grosor de la corteza dentro de las cuencas oceánicas. El interés

se debe a varios aspectos, entre los que destacan: a) estos datos permiten analizar el

potencial de exploración de hidrocarburos, y son fundamentales para el modelado

térmico de las cuencas; b) Son la base para definir la extensión de la plataforma (de 200

hasta las 350 millas) que los países ribereños pueden solicitar a la ONU (CLCS, 1990).

Además, recientemente, se ha producido un desarrollo en el modelaje 3D del espesor

de la corteza mediante el uso de las anomalías gravimétricas. Esta técnica se utiliza,

entre otras cosas, para crear mapas de profundidad del Moho, que permiten describir

las variaciones de espesor de corteza oceánica y el adelgazamiento de la corteza

continental. El uso de modelos 3D de inversión de la gravedad, por tanto, es una potente

técnica para definir el grosor de la corteza, la estructura de la transición océano-

continente y la localización de dicho límite (Chapell & Kusznir, 2008). Todo esto es

importante para la evaluación de los sistemas petrolíferos en la exploración de petróleo

y gas de aguas profundas en margen continentales.

Por otra parte, durante las dos últimas décadas se has desarrollado y puesto a

disposición de la comunidad científica bases de datos geofísicas de dominio público,

que han supuesto toda una revolución en el avance y conocimiento del planeta, y que

han permitido realizar avances científicos a un coste muy bajo, y con una resolución

suficiente, al menos para estudios regionales.

En este proyecto se han utilizado datos de dominio público de la batimetría del fondo

oceánico (GEBCO, 2014), de la edad de la corteza oceánica (Müller et al., 2016), del

espesor de sedimentos (NOAA, 2013), datos de espesor de corteza (CRUST1.0, 2013)

y datos gravimétricos de aire libre (Sandwell & Smith, 2014).

Objetivo

El objetivo de este trabajo de fin de máster es analizar la posible variación de la densidad

del manto en la litosfera oceánica desde la zona de expansión oceánica, en las

proximidades de la dorsal, hasta su transición a corteza continental, en el límite océano-

continente.

Esta variación de la densidad, normalmente, se ha considerado como un valor constante

de 3.3 gr/cm3. Sin embargo, la variación de la densidad mantélica asociada a la variación

de la Tª en el manto y su efecto isostático asociado es una posibilidad que ha sido

discutida en numerosos trabajos previos (Parson & Sclatter, 1977; McKenzie, 1978;

Ritcher & MacKenzie, 1981; Von Herzen y Uyeda, 1963; Sclatter & FranFrancheteau,

1970; Renkin & Sclatter, 1988; Sclater & Wixon, 1986; Louden et al., 1987; Lister et al.,

1990).

Para poder alcanzar este objetivo se han seleccionado dos modelos teóricos que

permiten relacionar la señal gravimétrica con la densidad del manto, y con otras

variables (batimetría, espesor de la corteza,….): a) el Modelo Isostático (Isacks, 2001;

Hasterok, 2006) y b) el Modelo Térmico (Stein & Stein, 1992).

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Un segundo objetivo (supeditado a la consecución del primero) es realizar modelos de

inversión gravimétrica 3D de la estructura oceánica teniendo en cuenta esa variación de

la densidad mantélica. Esta variación de la densidad permitirá definir la geometría de la

superficie del Moho y del techo del basamento de una manera mucho más realista, lo

que constituye una aproximación gran interés para exploración de hidrocarburos por su

impacto en el modelado geoquímico y de evolución de la cuenca.

1.1 Áreas de estudio

La investigación se ha centrado en dos áreas de carácter regional: a) La cuenca

oceánica Atlántica centro-este, desde la dorsal hasta el margen continental del Sáhara

occidental, y b) la cuenca oceánica del mar del Sur de China, a ambos lados de la dorsal.

En sendos casos se trata de cuencas oceánicas creadas desde una dorsal oceánica

tras el proceso de extensión del margen continental pasivo. Ambas dorsales presentan

una tasa de expansión oceánica similar: 16.87 km/Ma en el océano atlántico y 16.96

km/Ma en el mar de China. La diferencia principal entre ambas cuencas es el periodo

de la actividad de la dorsal oceánica, activa en el océano Atlántico desde el jurásico

hasta la actualidad, pero inactiva actualmente en el mar de China (desde hace 16 Ma).

Otras diferencias son la extensión de ambas cuencas, la mayor presencia de actividad

ígnea en el Atlántico, y una mayor de influencia de los sedimentos provenientes del

margen continental en el Atlántico. (Figura 1, Tabla 1).

OCÉANO ATLÁNTICO MAR DEL SUR DE CHINA

Rangos batimétricos < 6000 m < 4300 m

Edad corteza oceánica < 150 Ma < 25 Ma

Tasas de expansión 16.87 km/Ma 16.96 km/Ma

Actividad dorsal Dorsal activa Dorsal inactiva

Espesor de Sedimentos < 14 km < 3 km

Influencia sed. continentales Importante Baja

Profundidad dorsal 2 500 m 2 400 m

Superficie analizada 7 000 000 km2 2 000 000 km2

Tabla 1. Tabla que muestra las principales características de ambas áreas de estudio, la cuenca

del Océano Atlántico y la cuenca del Mar de China.

La selección de ambas cuencas se ha realizado en base a varios criterios, dispuestos

en la Tabla 1,

(i) El primero de ellos es la edad, ya que tenemos dos cuencas oceánicas con

rango de edad de corteza oceánica muy desiguales, por un lado el Océano

Atlántico posee uno de los márgenes continentales más antiguos, con 150

Ma., mientras que la cuenca oceánica del Mar del sur de China es joven, con

25 Ma. Esta diferencia de edad va a permitir estudiar la aplicabilidad de los

métodos de aproximación respecto a esta variable.

(ii) La actividad de la dorsal oceánica difiere en ambas dorsales, mientras en el

Atlántico se mantiene activa, con una tasa de expansión de 16.87 km/ Ma,

en el Mar de China se encuentra inactiva desde hace 16 M.a. Esta diferencia

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de actividad supone una estabilización isostática del basamento así como un

enfriamiento de la corteza oceánica.

(iii) El siguiente criterio con el que se han seleccionado las cuencas es la

actividad magmática. Esta es más intensa en el océano Atlántico, a nivel

regional, pero se ha seleccionado un área evitando las mayores alineaciones

magmáticas, responsables de altos batimétricos (islas o atolones) e

inestabilidades térmicas. El Mar de China es más estable, contando solo con

la presencia de pequeños atolones formados en el centro de la cuenca

oceánica, paralelos a las fallas de desgarre que recorren la dorsal medio

oceánica.

Figura 1. Vista global donde se muestran las localizaciones de las dos áreas estudiadas sobre

un mapa batimétrico de los fondos oceánicos.

1.1. a Atlántico Centro-Este

La primera área de estudio, señalada en la Figura 1 como área de estudio del Océano

Atlántico, se encuentra en el centro-este del mismo, ocupando un área desde la dorsal

hasta la costa Saharaui, con una extensión aproximada de 7.000.000 km2. El Océano

Atlántico ha sido ampliamente estudiado, tanto su evolución y origen como la formación

del margen NO de África. Destacan los trabajos, centrados en el margen NO de África,

de Hayes & Rabinowithz (1975), Uchupi et al. (1976), Hinz et al. (1982), Weigel et al.

(1982) y Thompson (1976). La separación inicial del NO de África de Norte América

sucedió hace 180-200 Ma, durante el Triásico, lo que convierte este margen en uno de

los márgenes pasivos más antiguos de la Tierra.

Es importante conocer las características de la región atlántica, ya que proporciona un

contexto necesario para entender e interpretar datos geofísicos, así como las

interpretaciones que se obtendrán de estos datos. En la Figura 2 se muestran ambos

mapas topográficos, que muestran caracteres importantes del Océano Atlántico.

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El océano Atlántico se empezó a formar en el Triásico, y continúa hoy en día con su

expansión del fondo oceánico. La tasa de expansión ha sido estudiada por diversos

autores a partir del análisis de las anomalías magnéticas y de datos de sondeos (IODP)

(Hayes & Rabinowitz, 1975; Klitgord & Schouten, 1986; Minshull et al., 1991; Roest et

al., 1992) mediante técnicas geofísicas que han permitido conocer los alineamientos

magnéticos principales. La rugosidad de la batimetría suele disminuir con el aumento en

la tasa de expansión: a menor velocidad de expansión oceánica, la batimetría será más

rugosa e irregular (Menard, 1967; Sundvik et al., 1984). Actualmente la tasa de

expansión del océano Atlántico es de 16.87 km/Ma.

Otra característica importante del océano atlántico, y que también afecta a su topografía,

son los aportes sedimentarios, de origen continental, que recibe desde la costa africana.

Estos aportes alcanzan un máximo de 14 km (Banda et al., 1981; Watts et al., 1997;

Uchupi et al., 1976). Este aporte de sedimentos supone una subsidencia del basamento

y un relleno de la cuenca oceánica, generando una evolución uniforme del espesor de

sedimentos desde el margen africano hasta depocentro de la cuenca oceánica, el cual

se puede distinguir fácilmente en la Figura 2.A en color azul.

Es importante resaltar la presencia de lineaciones de islas de origen magmático en el

océano atlántico. Estas islas se han producido de manera discontinua, por alternancia

de periodos de actividad e inactividad magmática. Aparecen resaltados en el mapa de

batimetría, con alineaciones direccionadas de oeste-este. Asimismo, la generación de

estas islas no genera solo un alto topográfico de origen magmático, si no que provoca

la acumulación de sedimentos (provenientes de la erosión de las mismas).

Figura 2 A: Mapa batimétrico obtenido de datos de dominio público.

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Figura 2 B: Batimetría regional

Figura 2 C: Rasgos batimétricos y zonas de fractura

Figura 2 D: Anomalías magnéticas (EMAG 2.0)

Figura 2: Mapas de batimetría en el océano Atlántico, centrado (A) en el área de estudio y (B) en

su contexto regional, así como de (C) Rasgos batimétricos y zonas de fractura y (D) las anomalías

magnéticas. El área de estudio se extiende desde la dorsal atlántica hasta el margen NO de

África, es su región centro-este. La batimetría muestra la elevación de la dorsal atlántica, con un

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valor medio de 2 500 m de altitud. Esta dorsal se ha mantenido activa desde el Triásico,

generando corteza oceánica desde hace 180 Ma hasta la actualidad, generando corteza

oceánica con una tasa de expansión actual de 16.87 km/Ma. Observando el mapa batimétrico

podemos diferenciar el depocentro de la cuenca oceánica, limitándose por la dorsal atlántica, al

oeste, y por el margen NO de África al este. Este depocentro tiene una profundidad aproximada

de 6 400 m. La cuenca atlántica se caracteriza por una acumulación de sedimentos de elevado

espesor, de origen continental, en las depresiones circundantes al continente africano, alcanzado

un máximo de 14 km.

1.1. b Mar del Sur de China

La segunda área de estudio corresponde a la zona marcada en la Figura 1 como área

de estudio del Mar de sur de China. Esta área, con una extensión de 2.000.000 km2 ha

sido igualmente estudiada en los últimos años, resaltando los trabajos de Brias et al.

(1993), Huchon et al. (2001), Hall (2002), Li et al. (2012), Ding et al. (2016) y Sascha et

al. (2017). El Mar del sur de China constituye la mayor cuenca marginal del este asiático.

Esta cuenca se formó durante el final del Mesozoico, emplazada en un margen

continental activo (John et al., 1990; Campbell & Sewel, 1997; Zhu et al., 2004). La

subducción de la placa paleo-Pacífica hacia el noreste provocó el emplazamiento de

secuencias volcánicas y plutónicas a lo largo del área del sur de China, dando lugar a

la apertura de un mar. Esta actividad de apertura del fondo marino finalizó hace

aproximadamente 16 Ma (Li et al., 2014).

La cuenca del Mar del sur de China se divide en tres sub-cuencas según sus variaciones

estructurales: (i) la Sub-cuenca Este, (ii) la Sub-cuenca Sur-oeste y (iii) la Sub-cuenca

Noroeste. La Sub-cuenca Suroeste es una cuenca oceánica de morfología en V, típica

de un rift en expansión, y es aquí donde se centra la investigación, ya que proporciona

información de cómo se produce la expansión continental y cómo esta se transformó en

suelo oceánico durante la ruptura continental.

Los científicos coinciden en que esta cuenca oceánica se desarrolló al final del Cretácico

con un proceso de rifting empobrecido en magma, produciendo la expansión oceánica

en el Oligoceno (Taylor & Hayes, 1980, 1983; Briais et al., 1993; Hall, 2002;

Barckhausen & Roeser, 2004; Sun et al., 2009; Cullen et al., 2010; Li et al., 2012; Franke

et al., 2014).

En la Figura 3 se muestran mapas batimétricos de dominio público (GEBCO, 2014) del

Mar del sur de China. En ellos es fácilmente apreciable esta morfología de la cuenca

oceánica en forma de V, cuya mayor expansión se presenta al noreste de la misma.

Esta sub cuenca se extiende 600 km en un área de 115.000 km2 y una profundidad de

3000 m a 4300 m. El suroeste de la subcuenca podemos diferenciar el fondo oceánico

llano recorrido por atolones aislados o con estructuras lineares. Estos atolones

representan magmatismo posterior a la expansión oceánica (Yan et al., 2014).

Ambos márgenes continentales de la subcuenca, norte y sur, y el resto del Mar de China

formaban parte de un complejo convergente de tipo Andino desde el Jurásico Medio

hasta el Cretácico Medio. Durante el Cretácico Superior se produjeron episodios de

rifting, resultado de la subducción roll-back en bloque (Hall, 2002; Zhu et al., 2012). Una

interpretación geológica profunda sugiere que el proceso de rift se propagó desde el

norte al sur, y de este a oeste (Li et al., 2012; Ding et al., 2013; Franke et al., 2014).

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Figura 3: Mapas (A, B y C) batimétricos del Mar del Sur de China que muestran el área de estudio.

La batimetría muestra la subcuenca Sur-oeste, con forma en V, con una profundidad entre 3000

m y 4300 m. Observando la topografía es posible distinguir varios atolones de gran tamaño al

este de la cuenca y dos atolones importantes en el centro. Estos atolones son estructuras de

basamento, reconocibles en sísmica, correspondientes con estructuras de rift centro-oceánicas

dominadas por escarpes de falla paralelos, divididos por la mitad por un graben de rift, con

orientación NE-SO (Li et al., 2012). También se muestra (D) el mapa de anomalías magnéticas

de la base de datos EMAG2.

A B

C D

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2. METODOLOGÍA Y FUENTES DE DATOS

2.1 Antecedentes

Modelo térmico de la Litosfera oceánica El modelo térmico más simple de la litosfera oceánica es un semi-espacio, inicialmente a temperatura constante, que se enfría desde arriba por conducción. El hundimiento isostático de dicho semi-espacio es proporcional a la raíz cuadrada del tiempo transcurrido desde que comenzó a enfriarse. Davis y Lister (1974), utilizando datos de Sclater (1971), mostraron que la profundidad promedio del Pacífico oriental central es notablemente consistente con el modelo de enfriamiento de un semi-espacio hasta una edad de al menos 80 millones de años. Sin embargo, Sclater (1975) y Parsons & Sclater (1977) examinaron la relación entre la profundidad corregida por sedimentos y la edad en el Pacífico Norte y el Atlántico Norte para áreas seleccionadas del suelo oceánico con edades comprendidas entre 120 y 160 Ma, y encontraron que la profundidad es en todas partes significativamente menos profunda de lo predicho por el modelo de semi-espacio. En cambio, mostraron que el hundimiento promedio y el flujo de calor podrían ajustarse usando un modelo de placa conductora de enfriamiento con una temperatura límite constante más baja. El modelo que mejor se ajustaba a los datos disponibles tenía un espesor de placa de 125 km y una temperatura basal de 1330 ° C. Parsons y McKenzie (1978) sugirieron que el aplanamiento es causado por la adición de calor a la litosfera después del inicio de la inestabilidad por debajo.

Figura 4: Variaciones de la batimetría con la edad de la corteza oceánica propuestas por diversos

autores. Modificado de Crosby et al., (2006).

Para explicar la variación de la profundidad y del flujo de calor con el incremento de la

edad del fondo oceánico se ha desarrollado dos modelos: a) Modelo de Enfriamiento

Simple y b) Modelo de Placa:

a) El Modelo de Enfriamiento Simple: predice una relación proporcional a la raíz cuadrada

de la edad entre profundidad, flujo de calor y la edad oceánica. Los autores Parson &

Sclater (1977) demostraron que la dependencia de la profundidad está implícita en las

soluciones para un Modelo de Placa de corteza oceánica joven. Para edades mayores

estas relaciones se rompen, y la profundidad y flujo de calor caen exponencialmente.

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La variación sistemática de la profundidad oceánica y el flujo de calor con la edad (Figura

4) conforma la primera restricción en los modelos de evolución termal de la litosfera. Los

dos conjuntos de datos reflejan la evolución con la edad de la geoterma de la litosfera,

debido a que la batimetría depende de la temperatura integrada junto a la profundidad

y el flujo de calor depende del gradiente de temperatura del fondo oceánico.

La extensión y adelgazamiento de la corteza continental, que genera la ruptura de la

corteza y la formación de litosfera oceánica, produce un gradiente geotérmico elevado,

el cual se suaviza hasta alcanzar un gradiente de equilibrio a medida que la litosfera se

enfría. Los cambios laterales de la densidad de la litosfera asociados a una estructura

térmica alterada producen una gran anomalía gravimétrica, como se refleja en la Figura

5 (Louden & Forsyth, 1976; Cochran & Talwani, 1977; Watts et al. 1985; Kuo & Forsyth

1989; Crosby et al., 2006). Esta anomalía puede alcanzar hasta los -320 mGal en una

nueva litosfera oceánica y mantenerse alterada a lo largo del margen continental y la

dorsal (Karner & Watts 1982; Breivik et al. 1999; Kimbell, 2004).

b) El modelo de Placa, Parson & Sclater (1977): usando el modelo de placa para entender

la subsidencia isostática de suelo oceánico antiguo se asume que la diferencia de la

densidad promedio integrada verticalmente entre una litosfera de edad dada y en la

dorsal son la misma, como si la litosfera fuera una placa conductiva rígida con una

temperatura basal constante. Otros estudios numéricos de convección 2-D (Richer &

McKenzie (1981) confirman que esta suposición es aceptable siempre que la litosfera

se encuentra en un estado estable.

El modelo de placa se ha hecho omnipresente en la literatura, pero no hay razón física

por la que se debería contar con ella para todos los lugares donde se dé la subsidencia

de litosfera enfriada. Estudios recientes diseñados para estudiar el comienzo del

comportamiento de una subducción bajo una placa enfriada (Houseman & McKenzie

1982; Robinson & Parsons, 1988) muestran un comienzo más abrupto que el predicho

por el Modelo de Placa, incluso muestran somerización temporal.

Implicaciones en la densidad del manto

En la litosfera oceánica es posible estimar la estructura térmica y la anomalía gravitatoria

termal de la litosfera, ya que la temperatura de la litosfera depende exclusivamente de

la edad. Para conseguir esto se utiliza un modelo de la litosfera (McKenzie, 1978)

condicionado por las isocronas oceánicas de la edad de la litosfera oceánica (Müller et

al., 2008, 2016).

Estos modelos teóricos implican una variación importante de la señal gravimétrica cerca

de las dorsales que se justifican por la alta Tª y menor densidad del manto (Figura 5).

Estos cálculos teóricos sugieren que la variación de la densidad del mando puede

alcanzar cientos de km de extensión desde el eje de expansión oceánica.

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Figura 5. (A). Sección transversal en un modelo de rifting continental con formación de corteza

oceánica de 20 Ma. (B). Distribución 2D de la Tª asociada al campo de 20 Ma mostrando los

grandes cambios laterales en la temperatura de la litosfera, la cual genera las anomalías

gravimétricas termales de la litosfera. (C). Anomalía gravimétrica asociada con la temperatura

producida por el modelo superior: Los valores mínimos se alcanzan en la dorsal oceánica y llegan

a ser de >100 mGal en el margen pasivo continental (modificado de Chappell & Kusznir, 2008).

Análisis gravimétrico

Las anomalías gravimétricas se pueden calcular de diferente manera según las

correcciones aplicadas, así, la Anomalía gravimétrica de Aire Libre, conlleva una

corrección de Aire Libre (Figura 6), además de las correcciones de instrumentación y la

corrección de Eötvös.

La corrección de Aire Libre, calculada sobre el elipsoide de referencia, se define por:

C.A.L. = 0.3086*Z

Donde Z es la elevación del punto en el que se realiza la lectura. En el mar, esta

corrección es nula, ya que se mide sobre el mismo elipsoide.

La corrección de Eötvös permite eliminar el efecto obtenido tras las lecturas desde una

plataforma en movimiento, pues la velocidad y rumbo, junto a la rotación terrestre genera

anomalías de varias decenas de mGal. La corrección de Eötvös se define:

[ec 1]

Donde V es la velocidad del vehículo (en nudos), Φ es la latitud y α el azimut (en grados).

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Por tanto, la Anomalía gravimétrica de Aire Libre se describe:

[ec 2]

Siendo A.A.L, la Anomalía de Aire Libre, C.E, la corrección de Eötvös y C.A.L, la

corrección de Aire Libre.

Figura 6. Esquemas de Anomalía de Aire Libre donde se representa (A) la sección de corteza

donde se diferencian las correcciones a la gravedad observada, la elevación topográfica esta

isostáticamente compensada por su raíz cortical; (B) Resultado tras restar la gravedad teórica a

la observada, y después de aplicar la corrección de A.L. ; y(C) Diagrama que representa las

Anomalía de Bouguer, reflejando las masas anómalas de gran longitud de onda causada por el

alto topográfico, y una componente positiva de corta longitud de onda provocada por el cuerpo

de mayor densidad localizado en la corteza superior (Modificado de Blakely, 1995).

La anomalía gravimétrica de Bouguer incorpora la corrección de la anomalía de A.L más

la corrección de lámina de Bouguer, y se define:

[ec 3]

Siendo A.B, la Anomalía de Bouguer y C.B la corrección de lámina de Bouguer.

La anomalía de Bouguer expresa el contraste de densidad de las masas anómalas en

relación a las densidades de la corteza media teórica (de valor 2.67 g/cm3).

2.2. Variación de la densidad del manto

La metodología seguida se ha basado en dos aproximaciones teóricas que permiten

analizar el valor de densidad del manto: a) por un lado se ha utilizado el Modelo

Isostático (Isacks, 2001; Hasterok, 2006) basado en la elevación del fondo marino, el

factor de difusividad térmica y la edad; b) el Modelo Térmico (Stein & Stein, 1992),

donde el flujo de calor y la profundidad oceánica son las variables más significativas.

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La herramienta utilizada para realizar los análisis numéricos ha sido el paquete de

software, Oasis Montaj (Geosoft, Inc), muy poderoso en el análisis, procesado y cálculo

de modelos 1D, 2D y 3D, tanto en dominio espacial como de frecuencias. No obstante

ha sido necesario implementar una serie de códigos de ejecución de algoritmos

(“scripts”) para realizar los análisis necesarios, y que son novedosos y no están

implementados en el software. Mediante este software se han obtenido los mapas y

perfiles de variación de densidad del manto a escala regional en ambas cuencas

oceánicas.

El análisis de estos mapas y perfiles ha permitido seleccionar los límites y condiciones

de aplicabilidad del método y la definición de los parámetros necesarios para los

cálculos. Por último se ha seleccionado una de las dos cuencas (Mar de China) para

realizar el modelado 3D incorporando la variación de densidad mantélica, usando el

método de Parker (1972).

La isostasia termal es un proceso geodinámico donde las variaciones regionales en el

régimen termal litosférico causa cambios en la elevación. Los cambios de la elevación

se deben a variaciones en la densidad de la roca, respuesta producida por la expansión

térmica. La isostasia termal ha sido desarrollada por varios autores para explicar la

topografía de los océanos en función de la edad (Davis & Lister, 1974; Crough, 1975;

Parsons & Sclater, 1977; Sclater et al., 1980, 1981; Stein & Stein, 1992).

2.2.1 Modelo Isostático

La isostasia termal en la litosfera oceánica ha sido bien definida por varios autores como McKenzie, 1967; Sclater & Francheteau, 1970; Parker & Oldenburg, 1973; Davis & Lister, 1974; Crough, 1975; Parsons & Sclater, 1977; Sclater et al., 1980, 1981 y Stein & Stein, 1992, 1993.

La litosfera sub-oceánica se forma y expande a ambos lados de una dorsal oceánica.

Esta pierde calor, se enfría y se engruesa a medida que se desplaza desde la dorsal,

provocando que esta se hunde. La Figura 7 ilustra la evolución respecto al tiempo de

una geoterma oceánica (inicialmente se enfría rápidamente, mostrando grandes

diferencias entre 0.5 Ma en la geoterma y los 25 y 50 Ma. En tiempos mayores, la

geoterma alcanza un estado casi estable, como se muestra en la geoterma entre 100 y

150 Ma (Figura 4).

A medida que la corteza se enfría, esta se contrae (coeficiente de expansión, α),

generando una profundización del océano y un incremento de la columna de agua. Los

efectos isostáticos de esta agua añadida generarán una mayor profundización del

océano. La combinación de estos efectos nos da una relación entre la profundidad

oceánica y el tiempo desde que la columna empezó a enfriarse (edad, t).

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14

Figura 7. Esquema unidimensional del enfriamiento de la litosfera oceánica, desde su formación en la dorsal oceánica. A medida que se enfría se produce un engrosamiento de la misma. D está en función de la edad y Z0 es equivalente a la raíz cuadrada del tiempo. Modelo obtenido de la Universidad de Cornell (Isacks, 2001) (ver texto para la explicación).

La ecuación que se muestra a continuación (Ecuación 4) relaciona la profundidad del océano, D, en función de la edad (Tabla 3); siendo T0 la temperatura del manto (0ºC) en una columna; Ta la temperatura inicial del manto (1350ºC); β beta factor se refiere a el

coeficiente de difusividad termal (25 km2/Ma) ; D0, Batimetría de la dorsal oceánica (2.5 km); D Batimetría del fondo oceánico (se utilizará una malla obtenida de datos de dominio público, GEBCO 2014); y T, la edad de la corteza oceánica (malla de dominio público, Müller et al., 2016).

(𝐷 − 𝐷𝟎) =𝛼 (𝑇𝛼 − 𝑇𝟎) 𝑍𝟎

𝟐⁄

𝟏 − (𝜌𝑤

𝜌𝑚⁄ )

𝜌𝑚 =(𝐷 − 𝐷𝟎) 𝜌𝑤

(𝐷 − 𝐷𝟎) − [𝛼(𝑇𝛼 − 𝑇0) ∗ 1.13√𝛽𝑡]

[ec. 4.B] Ecuación 4. (A) Ecuación obtenida del Modelo Isostático en el que se relaciona la profundidad oceánica, D, en función de la edad. (B) Ecuación del modelo Isostático en el que se ha despejado la variable de densidad del manto, ρm, para observar la variación de la misma en función de la edad y la profundidad.

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15

Figura 8. Curvas de grosor litosférico (B) y profundidad oceánica (A) para los valores mostrados en el eje Y en función del tiempo, eje X, interpretado como edad de la litosfera. Modelo obtenido de la Universidad de Cornell (Isacks, 2001) (ecuaciones 2 y 3) utilizando los parámetros: T0 como temperatura del manto (0ºC) en una columna; Ta la temperatura inicial del manto (1350ºC); β beta factor se refiere a el coeficiente de difusividad termal (25 km2/Ma) ; D0, Batimetría de la dorsal oceánica (2.5 km); D Batimetría del fondo oceánico (se utilizará una malla obtenida de datos de dominio público, GEBCO 2014); y T, la edad de la corteza oceánica (malla de dominio público, Müller et al., 2016). .

2.2.2 Modelo Térmico Como ya se ha descrito anteriormente, se parte de la idea de que la temperatura de la corteza oceánica es mayor en la dorsal y que esta decrece con la distancia a la misma. Por tanto la variación sistemática de la profundidad oceánica y flujo de calor con la edad son las variables principales en los modelos de la evolución termal de la litosfera. Los dos conjuntos de datos juntos muestran una evolución de la geoterma de la litosfera con la edad, ya que la batimetría depende de la temperatura integrada por la profundidad; y el flujo de calor depende del gradiente de temperatura del fondo oceánico (Stein & Stein, 1992) (Figura 9).

Figura 9: datos y modelos para (Izquierda) flujo de calor y (derecha) profundidad oceánica en función de la edad. La profundidad es una media de los valores obtenidos del norte Pacifico y el noroeste del Atlántico (15ºN-45ºN, 40ºW- 80ºW). Gráfico obtenido de Stein & Stein, 1992.

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16

La ecuación de Stein & Stein del modelo de placa de obtiene la siguiente ecuación (Ecuación 5) para el cálculo en profundidad en función de la edad de la litosfera:

[ec. 5]

Ecuación 5: Ecuación que relaciona la profundidad de la corteza oceánica con el tiempo, según el Modelo Térmico, de Stein & Stein, 1992. Los parámetros utilizados (Tabla 2) son α como dato del coeficiente volumétrico de expansión térmica (0.0000328 K-1); Tm, temperatura inicial de la corteza oceánica (1350 ºC); K como conductividad térmica (3.138 Wm-1K-1); y t para la edad corteza oceánica (se utilizará la malla de dominio público de Müller et al., 2016). Este modelo predice profundidades asintóticas para litosferas antiguas y es en las zonas más jóvenes donde se obtienen menores profundidades y valores mayores del flujo térmico, es decir, predice una profundidad más somera y una litosfera más “caliente” (Figura 9). 2.2.3 Proceso analítico seguido La Figura 10 muestra el flujo de trabajo seguido hasta obtener la variación de la densidad mantélica en las dos zonas de trabajo analizadas, siguiendo las dos aproximaciones descritas en los apartados 2.2.1 y 2.2.2

Figura 10. Flujo de trabajado seguido para obtener, a partir de datos de dominio público, mapas

de variación de densidad del manto para el Modelo Isostático y el Modelo Térmico.

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17

2.3 MODELADO GRAVIMÉTRICO 3D

La inversión gravimétrica de Δgmra para obtener el relieve del Moho se realiza en el

dominio el espectro 3D usado en el esquema de Parker (1972) y Blakely

(1995).Mediante un proceso iterativo se ajusta la geometría y las propiedades de las

distintas capas incluidas en el modelo. De esta forma se minimiza la diferencia entre la

gravedad observada y la gravedad teórica generada por el modelo creado.

Para determinar la topografía del Moho desde la inversión gravimétrica es

necesario aislar las anomalías gravimétricas debido a cambios en la profundidad

del Moho (Cowie & Kusznir, 2015). Los factores principales que afectan a las

anomalías gravimétricas de aire libre en los márgenes y en la litosfera oceánica

son la batimetría (Δgb), los sedimentos (Δgs), las anomalías de relieve del Moho

(Δgmra)

Δgfag = Δgb + Δgs + Δgmra [ec. 6]

El software utilizado permite el modelaje gravimétrico y magnético de modelos con

superficies orientadas. Un modelo es definido por un número de mallas de superficies

apiladas con una distribución de la densidad, susceptibilidad y magnetización

remanente específica.

Cooley & Tukey (1965) desarrollaron el algoritmo de la Transformada Rápida de Fourier

(FFT), método que se utiliza para transformar un conjunto de datos en el dominio del

espacio o el tiempo, al dominio de frecuencia o dominio del número de onda. Una vez

en el dominio de onda se puede aplicar un filtro apropiado y los datos filtrados se

pueden transformar de nuevo al dominio del espacio utilizando la inversa de la integral

de Fourier. Este proceso permite filtrar los datos aislando las anomalías de un cierto

tamaño o de una cierta longitud de onda.

El uso de inversión gravimétrica para obtener la profundidad del Moho en concordancia

a las observaciones sísmicas depende del espesor de sedimentos y la edad de la

litosfera oceánica.

En este trabajo se ha usado la inversión gravimétrica 3D para obtener la geometría de la superficie del Moho. De esta forma y mediante un proceso iterativo se pueden corregir las variaciones de densidad en el manto, desde una aproximación isostática y otra termal propuestas en la literatura. Además se tendrá en cuenta el espesor de sedimentos y su variación en profundidad. Se ha realizado el modelaje 3D y la inversión gravimétrica mediante el uso del módulo de modelización 3D (GM-SYS 3D) ofrecido por el programa Oasis Montaj, de la empresa Geosoft. Este módulo se basa en el cálculo directo o la inversión de campos potenciales. Este menú proporciona un amplio rango de opciones de inversión, incluyendo la estructura laminar y las propiedades físicas de datos magnéticos y gravimétricos. Todas estas opciones de inversión permiten al usuario limitar el área de inversión, fijar límites para los rangos de resultados obtenidos, y filtrar las longitudes de ondas espaciales de los resultados.

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Para realizar un modelo 3D es necesario establecer una serie de capas geológicas (Figura 11), definidas por diferentes mallas obtenidas de datos de dominio público. Estas capas deben de tener las mismas coordenadas y paso de malla, y se sitúan a profundidades diferentes (capa de agua, sedimentos, corteza, Moho,…). Cada una de estas capas tienes unas características geofísicas (densidad) determinadas, las cuales son constantes o variables (variabilidad interpuesta por una función o malla). Una vez obtenido el modelo, y tras comprobar que espacialmente es consistente, se calcula respuesta gravimétrica (forward modelling) generada por el modelo geológico tridimensional, que se denominará Gravedad Calculada. La diferencia entre la gravedad observada, que es la medida, y la gravedad calculada es lo que se denomina Misfit. Idealmente el Misfit debe ser lo más pequeño posible y tiende a minimizarse durante las sucesivas iteraciones. Cuando los valores del Misfit son positivos, la gravedad observada es mayor que la calculada, es decir el modelo tiene deficiencia de masa. En el caso de Misfit negativo la gravedad observada es menor y por tanto el modelo tiene exceso de masa. La masa del modelo se puede ajustar mediante inversión lateral de la densidad o inversión estructural. En el primer caso, se varía la densidad de una capa minimizar el error, mientras que en el segundo se modifica la geometría de la superficie. La inversión actualiza la respuesta calculada y el error, reflejando los cambios realizados. Para realizar la inversión se selecciona la capa a modificar, en el caso de nuestro trabajo se selecciona la Moho. De esta capa es necesario determinar: (i) límites de número máximo de inversiones itinerantes, el proceso de inversión se detendrá después de alcanzar dicho número de iteraciones; (ii) los límites de convergencia se deben ajustar, así la inversión se detendrá cuando el error medio o la desviación estándar sea menor a dicho límite; (iii) límites de Lower High-Cut Limit y Upper High-Cut Limit, ya que se aplica un filtro al error antes de realizar la inversión; y (iv) la compensación regional, obtenida a partir de la gravedad observada antes de la inversión

Figura 11. Ejemplo de entrada para un modelo 3D de 4 capas, proyectado en 2D. Las capas corresponden a diferentes mallas, y cada una tiene unas características geofísicas determinadas que se deben establecer. El modelo debe tener unas limitaciones de profundidad superior e inferior, a partir de las cuales no se tiene en cuenta la contribución de las capas. El modelo aquí representado se utiliza para estudiar el Mar del sur de China.

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En la Figura 11 se muestra las diferentes superficies añadidas al modelo 3D realizado en la cuenca del Mar del sur de China. Estas superficies se han caracterizado con diferentes propiedades: Al crear el nuevo modelo inicial (Figura 22) se especifica una elevación máxima de 0 m y mínima de -20 000 m. Sobre este proyecto se cargan las cuatro capas con las que trabajaremos, las cuales deben presentarse recortadas y transformadas en las mismas coordenadas, para que tengan coherencia espacial. Las capas se numeran a continuación:

- Capa de agua: con una densidad constante de 1.030 g/cm3.

- Capa de batimetría: obtenido de los datos de dominio público (GEBCO, 2014). Al asignar una densidad a esta capa se supone el incremento de densidad con la profundidad, por lo que le añadimos una distribución vertical en la que se cumpla:

D = 1.59 + 2.827 * 10-4 * S [ec. 7. Le Douran y Parsons, 1982]

Siendo D, densidad y S, profundidad.

- Capa del Techo de Basamento: esta superficie se obtiene mediante una operación matemática o “script” donde se restan las mallas de batimetría (GEBCO, 2014) filtrada y de espesor de sedimentos (NOAA, 2013).

- Capa de Moho: Se toma como superficie inicial la malla extraída del modelo CRUST 01. En este trabajo vamos a probar tres hipótesis de partida distintas: (i) una densidad inicial constante, donde se asume un valor de densidad de 3.3 g/cm3; (ii) otro modelo de densidad variable a partir del Modelo Isostático; y (iii) un último modelo de densidad variable a partir de Modelo Térmico. Se realiza la

inversión estructura con una distribución lateral de densidad de diferentes modelos (constante, Isostático y Térmico) y así poder compararlos.

El modelo 3D es una herramienta que proporciona la oportunidad de estudiar la estructura del Moho y el espesor cortical. En este proyecto se compararán tres modelos para comprobar los resultados de las aproximaciones realizadas con el Modelo Isostático y con el Modelo Térmico. Después de añadir las capas en el orden correcto, y comprobar sus densidades, añadimos la malla de anomalía de aire libre, AAL, con una densidad de base de 1.03 g/cm3. A continuación se muestra el flujo de trabajo (Figura 12) que se ha seguido en el proyecto para obtener las inversiones gravimétricas y el modelo 3D, mediante el uso de Oasis Montaj, a partir de las diferentes mallas de dominio público explicadas

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Figura 12. Flujo de trabajo seguido en el modelaje 3D en Oasis Montaj para obtener mapas de inversión gravimétrica. Se ha realizado para el área de estudio del Mar del sur de China, a partir de malla de datos de dominio público (Figura 10). El resultado de este proceso será la obtención de mapas de estructura del Moho.

2.4 Fuentes de datos utilizados

Todas las bases de datos utilizadas para este proyecto son rigurosamente de dominio

público, accesible para cualquier usuario en la web. Se describen a continuación (Tabla

2, Figura 13):

Batimetría

Se ha utilizado la fuente de datos de GEBCO (General Bathymetric Chart of the Oceans)

actualizada en 2014 con un intervalo de malla global de 30 arco-segundos. Los datos

se obtuvieron combinando sondeos de alta calidad de la batimetría marina, desde un

barco, con una interpolación entre los puntos de sondeo seleccionada por datos

satelitales de la deriva de la gravedad. Esta malla batimétrica se acompaña por una

malla SID (Source Identifier). Este identificador determina qué celdillas se basan en

valores reales de profundidad y cual en valores calculados.

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21

Gravimetría

La fuente de datos gravimétricos se encuentra en los modelos de Sandwell et al. (2014).

Estos datos se han obtenido de la combinación de datos adquiridos de satélites CryoSat-

2 (ESA) y Jason-1 (NASA/CNES), los cuales miden con datos ya existentes,

construyendo un modelo gravimétrico marino global que es dos veces más exacto que

el modelo anterior.

Edad de la Corteza Oceánica

La malla de edad de la corteza oceánica procede del estudio de Müller et al. (2008,

2016), disponibles en la web de NOAA NGDC (National Geophysics Data Center) donde

los autores presentan cuatro modelos digitales de edad, edad incierta, velocidad de

expansión y velocidades asimétricas de las cuencas oceánicas, todo ello con mallas de

2 arco minutos de resolución. La edad, tasa de expansión y asimetría de cada nodo de

la malla se determina por interpolación linear entre isócronas adyacentes del fondo

marino en la dirección de la extensión. Para adquirir edades en fondos oceánicos

situados entre la anomalía magnética más antigua registrada y la corteza continental es

necesario interpolar las estimaciones geológicas de la edad de segmentos del margen

pasivo.

La localización y geometría de las dorsales oceánicas en el tiempo son representadas

por isocronas del fondo marino reconstruidas por identificación de anomalías

magnéticas y zonas de fracturas desde anomalías gravimétricas marinas (Sandwell &

Smith, 1997), usando la escala de tiempo de Cande & Kent (1995) y de Grandstein et

al. (1994).

Espesor de sedimentos

La malla utilizada para el espesor de sedimentos se ha descargado de la página NOAA,

actualizado en 2013. Esta nueva malla de espesor de sedimentos se creó, combinada

con la malla original (NCEI, 2003), para tener una base de datos actualizada del espesor

de sedimentos en el océano. Los datos fueron muestreados por una malla con un

espaciado de 5 arco-minutos por 5 arco-minutos. Los datos de espesor de sedimentos

han sido recogidos de tres bases de datos principales:

(i) Mapa de isopacas publicado anteriormente, como los de Ludwig & Houtz

(1979), Matthias et al. (1988), Divins & Rabinowitz (1990), Hayes &

LaBrecque (1991), y Divins (2003).

(ii) Resultados de perforaciones realizadas por ODP (Ocean Drilling Results) y

DSDP (Deep Sea Drilling Project.

(iii) Perfiles sísmicos archivados junto a datos sísmicos y mapas de isopacas,

disponibles en el IOC (International Geological-Geophysical Atlas of the

Pacific Ocean (Udinstev, 2003).

Geometría del Moho (base de la corteza)

La malla utilizada en este proyecto es el modelo de corteza global de 1x1, CRUST 1.0,

y ha servido como modelo inicial para recopilar datos de un modelo global litosférico y

de la corteza, LITHO 1.0 (Pasyanos et al., 2012).En este modelo la profundidad del

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Moho se basa en promedios de 1 grado de una actualización reciente de la base de

datos de espesor de la corteza, obtenido de estudios sísmicos de fuentes activas, así

como de otros estudios realizados. En las regiones donde hay restricción de datos se

ha realizado una estimación de la corteza a través de restricciones de la gravedad.

La compilación de un nuevo modelo de corteza inicialmente seguía la filosofía del

modelo extensamente usado CRUST 2.0 de Bassin et al., 2000, en el que asignaban

propiedades elásticas a la corteza según la edad de su basamento o según el contexto

tectónico. Para las celdas de la malla sin información de estudios sísmicos ni

gravimétricos, los promedios estadísticos de las propiedades de la corteza, incluido el

grosor de la corteza, eran extrapolados.

En cada celda de 1 grado, los límites de profundidad, velocidad de compresión y cizalla,

así como la densidad, se obtiene por 8 capas: agua, hielo, 3 capas de sedimento y

corteza superior, media e inferior. La topografía, batimetría y cobertura de hielo se

obtienen de ETOPO 1. Los sedimentos se basan en estudios de modelos de sedimentos

(Laske & Masters, 1997).

Todas las mallas utilizadas en este proyecto se han remuestreado para tener una misma

resolución espacial y poder realizar las operaciones con diferentes mallas en dominio

espectral.

Page 24: ANÁLISIS GRAVIMÉTRICO 3D DE MÁRGENES PASIVOS …

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23

Tabla 2. Esquema de las fuentes de datos de dominio público utilizados en este proyecto para el

cálculo de las variaciones de densidad en ambos modelos.

Parámetro Modelo Isostático Térmico Modelo Stein & Stein, 1992

Db Tope de basamento Malla batimetría, GEBCO, 2104 Malla batimetría, GEBCO, 2014

Dr Profundidad dorsal 2.5 km Atlántico 2.4 km mar del sur de China

2.5 km Atlántico 2.4 km mar del sur de China

T Edad de la corteza oceánica Malla edad, Müller, 2016 Malla edad, Müller, 2016

Ta Temperatura basal de la corteza 1350 ºC 1350 ºC

T0 Temperatura de la corteza 0ºC -

β Coeficiente de difusividad termal 25 km / Ma -

α Coeficiente Volumétrico de

Expansión Térmica

- 3.28 * 10-5 K-1

K Conductividad Térmica - 3.138 Wm-1K-1

ρw Densidad del agua 1030 kg/m3 1030 kg/m3

Tabla 3. Valores utilizado en las aproximaciones de ambos modelos, el Modelo Isostático

Térmico y el Modelo de Stein & Stein, 1992.

Fuente Año

publicación

Resolución medio webside

Batimetría GEBCO 2014 30 arco

segundos

Barco, satélite https://www.gebco.net/data_and_products/

gridded_bathymetry_data/

Gravimetría Sandwell 2014 2 arco

minutos

Satélite http://topex.ucsd.edu/marine_grav/mar_

grav.html

Edad corteza

oceánica

Müller 2016 2 arco

minutos

Modelo a partir

de compilación

http://www.earthbyte.org/age-

spreading-rates-and-spreading-

asymmetry-of-the-worlds-ocean-crust/

Espesor de

sedimentos

NOAA 2013 5 arco min Mapa isopacas,

perforaciones,

perfiles sísmico.

https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick/in

dex.html

Moho CRUST

1.0

2013 1 grado Sísmica y

estudios previos

https://igppweb.ucsd.edu/~gabi/crust1.html

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24

Figura 13. Tabla esquemática de las mallas de dominio público utilizadas en el proyecto para

ambas áreas de estudio. Se muestran mallas de (A) Batimetría, (B) Edad de corteza oceánica,

(C) Moho y (D) espesor de sedimentos, del océano Atlántico.

A Mapa batimétrico Océano

Atlántico

Figura 1 B Mapa de edad de la corteza

oceánica del Atlántico.

Figura C. Mapa de la estructura del

Moho en el Océano Atlántico.

D. Mapa del espesor de

sedimentos en el Océano

Atlántico.

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25

A. Mapa batimétrico.

B. Mapa de la edad de la corteza oceánica.

C. Mapa de la estructura del Moho.

. D. Mapa del espesor de sedimentos

Figura 14. E. Mapa gravimétrico de anomalía de aire libre

Figura 14. Conjunto de mapas de dominio público utilizado en este proyecto, en el que se incluye:

(A) Mapa de batimetría, (B) Mapa de la edad de la corteza oceánica, (C) Mapa de la estructura

del Moho, (D) Mapa del espesor de sedimentos y (E) Mapa de anomalía gravimétrica de Aire

Libre, utilizada para el modelaje 3D, donde además se muestra el trazado de los perfiles.

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3. RESULTADOS OBTENIDOS

Como se ha mencionado en el apartado anterior, el método seguido por este trabajo de

fin de máster para cada uno de las regiones seleccionadas ha sido el cálculo, mediante

la aproximación del Modelo Isostático y del Modelo Térmico de Stein & Stein, 1992, de

los mapas de variación de densidad del manto.

Con el objetivo de visualizar mejor la variación de densidad se han realizado y analizado

diferentes perfiles que recorren el área de estudio, desde el eje de las dorsales hasta

los márgenes continentales. De todos los perfiles realizados se muestra el más

representativo para cada región, que permite visualizar los valores de densidad del

manto, batimetría frente a edad de la corteza oceánica

Para integrar las ecuaciones de ambos modelos se han utilizado mallas de dominio

público mencionadas en el apartado anterior, las cuales se han filtrado previamente con

diferentes parámetros en cada una de las regiones, para obtener unos valores de

densidad más homogéneos. Este proceso ha sido especialmente importante en las

mallas de batimetría, pues presenta una gran influencia sobre ambos métodos de

aproximación, y es necesario que presente las menores anomalías posibles.

Los parámetros utilizados para cada una de las cuencas de estudio (Figura 1) difieren

debido a las características de cada una de ellas. Se redactará el procesado y los

parámetros específicos utilizados. Los parámetros utilizados se especifican en la Tabla

3.

A continuación, tras el estudio de los mapas y perfiles obtenidos, se detallarán los límites

de aplicabilidad para cada uno de los modelos de aproximación, según las propiedades

de cada cuenca.

3.1 Océano Atlántico centro-este

Previamente al cálculo de los valores de densidad, se ha aplicado un filtro de Upward

Continuation a la superficie de batimetría (GEBCO, 2014), mediante la utilización de la

Fourer Domain Filtering para minimizar los efectos de cuerpos someros y ruido en la

malla de batimetría. El filtro en el caso de la cuenca atlántica se ha aplicado con una

distancia de prolongación analítica de 30.000 metros.

Integrando esta malla filtrada y la malla de edad (Müller et al., 2016) junto con las

constantes mencionadas en el apartado anterior, se han calculado las mallas de

variación de densidad del manto en el Océano Atlántico, siguiendo los dos modelos.

Una de las constantes utilizadas que permiten calibrar los valores absolutos de densidad

calculada en las ecuaciones, ha sido la profundidad a la que se encuentra la dorsal

oceánica, dr. Para el caso del océano atlántico se ha establecido un valor constante de

2 500 metros, utilizado por otros autores como valor medio de la dorsal. Este valor se

relaciona con la actividad de la dorsal y la temperatura del manto en esta dorsal.

A continuación se muestran los mapas de variación de la densidad del manto para los

dos modelos en toda el área de estudio, además de perfiles de diferentes trazas, para

obtener una visión más clara de la evolución de densidad desde la dorsal al margen

pasivo continental.

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En la Figura 13 y 14 se exponen los mapas de dominio público de ambas cuencas, en

el caso de la batimetría (A) sin haber sido filtrada. Es fácilmente observable la cuenca

formada entre la dorsal y el margen africano, donde se alcanzan profundidades de más

de 5 km. También destacan, a pesar de haber sido filtrado, las islas y las inclusiones

magmáticas que generan altos batimétricos.

3.1.1 Resultados Modelo Isostático

El mapa obtenido en el Modelo Isostático del océano Atlántico (Figura 15) muestra unos

valores de variación de la densidad del manto que se incrementan desde valores más

bajos (cercanos a 2.50 g/cm3) cerca de la dorsal, hasta valores superiores a 3.9 gr/cm3

en las zonas de mayor batimetría. El valor de la densidad del manto se incrementa,

primero de manera exponencial cerca de la dorsal, y paulatinamente más suave a partir

de los 10 Ma. Sobre esta tendencia general se aprecian altos puntuales en los valores

anómalos, relacionados con intrusiones magmáticas intraplaca o islas volcánicas, es

decir, con altos batimétricos.

Figura 15. Mapa de variación de densidad mantélica obtenido tras la aproximación del Modelo

Isostático en el área de estudio del Océano Atlántico. Se aprecia la variación de valores de

densidad, desde valores de 2.5 a 4 g/cm3, evolucionando desde la dorsal hasta el límite de

aplicabilidad (color violeta), con un incremento de los mismos.

Esta distribución de valores permite definir en mapa y en perfil los límites de aplicabilidad

de los valores de densidad mantélica calculada, evitando los parámetros no

contemplados en los modelos utilizados (como son la presencia de intrusiones ígneas,

o presencia de sedimentos provenientes del margen continental).

Se puede destacar un área limitado por la dorsal al oeste (Figura 15), donde se

diferencia claramente la dirección N-S de la misma, así como los saltos producidos por

las fallas transformantes; y limitado al este por el máximo de profundidad de la cuenca

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oceánica. Dentro de este polígono la evolución de la variación de densidad del manto

es coherente y, por tanto, asumimos que el modelo Isostático es eficaz dentro del

mismo.

El perfil (Figura 17) tiene una dirección aproximadamente este-oeste, cruzando el

océano desde la dorsal a la costa Saharaui, está representado en el eje “x” la edad en

millones de años y en el eje “y” la densidad del manto obtenida con el modelo isostático.

Estudiando el perfil se puede distinguir dos morfologías de evolución de la densidad del

manto: una primera de los 0 a los 18 M.a, con una variación de densidad más importante

y marcada; y una segunda de los 18 a los 56 M.a, con una evolución más suave del

valor de densidad. A los 56 M.a aproximadamente (con valores de densidad de 3.7 g /

cm3) es donde aparece el límite de aplicabilidad por la influencia de los sedimentos

provenientes del margen continental.

3.1.2 Resultados Modelo Térmico

Figura 16. Mapa de variación de densidad mantélica obtenido según el Modelo Térmico de Stein

& Stein en el océano Atlántico de la variación de densidad del manto. Se puede apreciar la

variación de valores, desde 2.5 a 4 g/cm3, desde la dorsal hasta la costa africana, asumiendo un

límite de aplicabilidad correspondiente a colores violetas, relacionado con la presencia de

sedimentos continentales y con el depocentro de la cuenca oceánica. La dorsal sigue una clara

dirección N-S con fallas transformantes recorriéndola en sentido transversal.

En la Figura 16 se muestra el mapa obtenido con el Modelo Térmico, en el cual se

observa, al igual que los resultados obtenidos con el Modelo Isostático, el incremento

de la densidad desde valores próximos o inferiores a 2.7 gr/cm3, cercanos a la dorsal

(cuya dirección es norte-sur), a valores de 3.4 gr/cm3. Se observan las fallas

transformantes que recorren la dorsal, dirección este-oeste.

El perfil adquirido (Figura 17) muestra una evolución similar al modelo Isostático, donde

se diferencian dos morfologías de la evolución de la densidad del manto, aunque con

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29

valores ligeramente más elevados. Una primera evolución exponencial de los valores

desde 0 a 18 Ma y una segunda variación asintótica de 18 a 56 Ma.

Otra característica muy evidente en sendos mapas (Figura 15 y 16) son los corredores

tectónicos, los cuales se pueden seguir a lo largo de los valores útiles de variación de

densidad del manto. Estos corredores están constituidos por fallas transformantes

desde la dorsal. En los mapas se observa la zona de Fractura Kane, entre los 20º y 25º

de latitud norte, y la zona de Fractura Fifteen Twenty, a los 15º de latitud, en el extremo

sur de la región estudiada.

A continuación se muestran los dos perfiles (Figura 17) obtenidos en el trazado del perfil

número 2, con sendos modelos de aproximación de densidad del manto y la batimetría.

Se diferencian los datos anómalos correspondientes a la dorsal oceánica en los

primeros millones de años, los datos útiles hasta los 56 Ma y los datos con influencia de

sedimentos continentales y del margen, desde los 56 Ma hasta el límite pasivo de

corteza oceánica-continental.

Figura 17. Perfil nº2 (la posición se muestra en la Figura 11), obtenido en un trazado este-oeste en

el océano Atlántico, el cual se extiende desde la dorsal hasta la costa del Sahara occidental. Ambos

perfiles tienen como valor independiente, eje X, la edad de la corteza oceánica obtenida de la malla

de Müller et al., 2016. En el primer perfil (A) se expresa la elevación del fondo oceánico, la cual ha

sido filtrada con Upward Continuation de 30 km. Presenta dos gradientes, uno decreciente desde la

dorsal hasta los 60 Ma aproximadamente; y otro creciente hasta el margen continental, debido a la

presencia de sedimentos continentales y el engrosamiento de la corteza por el margen pasivo. El

segundo perfil (B) muestra sendos valores de variación de densidad del manto, donde se diferencia

un incremento rápido de este valor desde la dorsal hasta los 18 Ma, donde se crea la corteza

oceánica y sufre un mayor enfriamiento; y una segunda variación de densidad, más homogénea,

correspondiente al rango de los 18 a los 56 Ma.

3.2 Mar del Sur de China

El cese de la expansión oceánica de la dorsal desde hace 16 Ma tiene varias

consecuencias en el estudio de la variación de densidad del manto en el mar del sur de

China. Una de las ellas es el reajuste isostático y el enfriamiento de la dorsal, por lo que

se ha utilizado una profundidad de dorsal (dr) de 2.400 metros, diferente a la utilizada

en el Océano Atlántico. Además se trata de una cuenca asimétrica que incrementa la

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30

cantidad de apertura desde el oeste hacia el este (Xuelin Quie et al., 2001), tal y como

se observa en el mapa de isócronas de la corteza oceánica (Fig. 10).

Al igual que para el Océano atlántico, se ha filtrado la superficie de la batimetría del Mar

del Sur de China con un filtro de Upward Continuation, con el objetivo de minimizar los

efectos de cuerpos someros y ruido en la malla. En este caso la prolongación analítica

se ha realizado a una distancia de 5 000 metros, debido al menor tamaño de la malla.

Además se han eliminado de la malla de valores aquellos datos anómalos

correspondientes con islas o altos topográficos derivados de actividad volcánica

intraplaca, con el objetivo de adquirir la máxima homogeneidad posible en la batimetría.

Integrando esta malla filtrada y la malla de edad (Figura 18) junto con las constantes

mencionadas en el apartado anterior obtenemos los mapas de variación de densidad

del manto de ambos modelos.

Figura 18. Mapa de Batimetría obtenido de datos de dominio público, GEBCO, La batimetría ha

sido filtrado con un Upward Continuation de 5 km de distancia. Se muestran los perfiles trazados

y estudiados, con dirección NNO-SSE, de los cuales se ha seleccionado aquel perfil más

representativo.

El mapa de batimetría mostrado en la Figura 18.A permite conocer la distribución de

cuenca bajo el mar. La dorsal tiene un recorrido NE-SO, con mayor extensión en la zona

este debido a su mayor antigüedad (observable en la Figura 18.B). El mapa batimétrico

ha sido filtrado, pero es posible diferenciar los altos batimétricos producidos por la dorsal

y por las inclusiones magmáticas intraplaca ocurridas tras el cese de la expansión

oceánica. Algunos autores consideran que hay relación entre estos altos batimétricos y

la actividad ígnea asociada a plumas mantélicas (Tu et al., 1991). Así se diferencian los

Bancos de Reed, al sur, y de Macclesfield, al sur (Figura 3).

El cese de actividad de la dorsal oceánica se relaciona con diferentes procesos, pero

principalmente se debe a la subducción de la corteza oceánica hacia el este, bajo el

arco volcánico de Luzon (Defant et al., 1989). En el mapa batimétrico se observa este

cambio repentino de batimetría al noreste de la cuenca.

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31

3.2.1 Resultados Modelo Isostático

El mapa de la Figura 19, obtenido con el Modelo Isostático, muestra la variación de

densidad del manto en la litosfera oceánica del Mar del sur de China. Se observa

claramente la orientación SO-NE de la dorsal, fácilmente distinguible con los valores

más bajos, del orden de 2.7 gr/cm3, y con color verde en el mapa. Estos valores

evolucionan de manera directa con la edad de la corteza oceánica, hacia ambos lados

de la dorsal hasta alcanzar el límite de aplicabilidad en el margen pasivo, al norte y al

sur de la dorsal oceánica.

Figura 19. Mapa de variación de densidad mantélica obtenido con el Modelo Isostático en el Mar

del sur de China. Se muestra la localización del perfil que se estudiará a continuación. Los valores

de la densidad del manto muestran un rango de variación desde 2.50 g/cm3 cerca de la dorsal

hasta valores de 4 g/cm3 en el límite de aplicabilidad. Esta cuenca oceánica tiene forma de V,

con una abertura que se propaga de este a oeste.

En el lado suroeste de la dorsal es donde vemos una evolución más constante y, al ser

la corteza más joven y sin vulcanismo intraplaca los valores obtenidos son más

homogéneos. Por ello el perfil seleccionado (Figura 19) se encuentra en esta zona.

La zona noreste del mapa obtenido presenta anomalías debido a diferentes factores: A)

los aportes de sedimentos continentales, por su proximidad al margen B) La diferencia

batimétrica originada por la subducción de la corteza oceánica, por la presencia del arco

volcánico de Luzón (Sascha et al., 2017).

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32

3.2.2 Resultados Modelo Térmico

Tras haber aplicado las ecuaciones del Modelo Térmico (Stein & Stein, 1992) (Ecuación

4) se ha obtenido este mapa de variación de valor de densidad del manto litosférico en

el área de estudio (Figura 20). Se observa fácilmente la orientación de la dorsal y la

distribución asimétrica de la misma. En el margen noreste se aprecian valores

anómalos, relacionados con la batimetría del arco volcánico de Luzón, el engrosamiento

brusco de la corteza y la mayor presencia de sedimentos.

Figura 20. Mapa obtenido con el Modelo Térmico de Stein & Stein, 1992, en la región del Mar de

China. Se muestra el trazado del perfil que se estudiará más adelante. Se observa una evolución

de los valores de densidad del manto desde valores más bajos y menores de 2.5 g / cm3 hasta

valores de 4 g / cm3 cerca de los márgenes pasivos continentales. En el margen noreste de la

cuenca del Mar del sur de China se observa una anomalía por el aumento brusco de la batimetría

en este margen.

Se ha seleccionado uno de los perfiles trazados en el Mar de China (Figura 21) para

estudiar en la proyección 2D el comportamiento de ambos modelos de aproximación de

la variación de densidad del manto, y su relación con la batimetría. Así, en la figura que

se muestra a continuación podemos ver el comportamiento similar del Modelo Isostático

(en verde) y del Modelo Térmico de Stein & Stein, 1992, (en rojo). Ambos perfiles

evolucionan a ambos lados de la dorsal, desde valores menores de 2.5 g/cm3 hasta

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valores mayores de 4 en los márgenes continentales. Los valores del Modelo Térmico

son ligeramente menores. La relación con la topografía es muy evidente, por ello la malla

batimétrica se filtró y acotó en sus valores.

Los límites de aplicabilidad de los modelos de aproximación están relacionados con el

comienzo de la elevación topográfica, relacionado con la presencia de corteza

continental y el engrosamiento cortical. También tiene importancia la presencia de

sedimentos de origen continental, aunque el espesor de los mismos es menor que en el

océano Atlántico (Figura 13).

Figura 21. Perfil obtenido en el trazado marcado en los mapas del Modelo Isostático (Figura 19)

y del Modelo Térmico de Stein & Stein, 1992, (Figura 20) en el Mar de China. Sendos perfiles se

relacionan con una variable independiente que es la distancia recorrida por el trazado. En el

primer perfil (A) se muestra la batimetría real (GEBCO, 2014) en gris, y la batimetría filtrada y

acotada, en rosa, que será la que utilizaremos para aplicar las variables de ambos modelos de

aproximación. En el segundo perfil (B) se muestran los dos resultados obtenidos según los

modelos Isostático, en verde, y Térmico, en rojo. Se diferencia la evolución de los valores,

primero de manera exponencial, desde la dorsal hasta los primeros 5 km; y una evolución más

homogénea desde hasta los márgenes continentales pasivos. Los valores de ambos modelos

son similares, aunque el Modelo Térmico presenta valores ligeramente inferiores. Los Modelos

presentan límites de aplicabilidad por la presencia de corteza continental en los márgenes

pasivos. Estos márgenes incrementan el valor de densidad del manto por encima de 3.5 g/cm3,

por lo que se consideran valores no válidos. El límite de aplicabilidad, por tanto, se relaciona con

el espesor de sedimentos continentales cercano a la costa y por la corteza continental presente

en los márgenes pasivos.

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34

3.3 Inversión gravimétrica 3D del Mar de China

En este apartado se muestran los resultados de la modelización gravimétrica realizada

en el Mar del Sur de China, realizada siguiendo la metodología descrita el capítulo 2.

3.3.1 Respuesta gravimétrica con densidad del manto

constante.

En este primer paso en el flujo de trabajo se ha creado un Modelo 3D inicial con las

mallas de datos descritas en el capítulo 2 y con un manto de densidad constante = 3.3

g/cm3 (Figura 22).

A. Mapa Gravedad Calculada B. Mapa Misfit

Figura 22: mapas obtenidos por Oasis Montaj tras aplicar la herramienta Forward Gravity,

asumiendo un Moho de densidad constante. Se ha adquirido un mapa de Gravedad Calculada

(A) y un mapa de la Gravedad Error o Misfit (B), resultado de la diferencia de ajuste de la

Gravedad Observada y la Gravedad Calculada.

3.3.2 Inversión lateral de densidad del manto

Partiendo del modelo inicial el proceso de inversión lateral de densidad mantiene la

superficie del Moho invariable, mientras que los valores de densidad del manto varían

para ajustar la diferencia de gravedad y minimizar el Misfit. La Figura 23 muestra los

mapas de Gravedad Calculada y de Misfit obtenidos con el software.

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35

A. Gravedad Calculada B. Gravedad Misfit

Figura 23: mapas obtenidos por Oasis Montaj tras calcular una inversión lateral de la densidad,

utilizando una superficie Moho de densidad constante. Se ha adquirido un mapa de Gravedad

Calculada (A) y un mapa de la Gravedad Misfit (B).

3.3.3 Variación de densidad del manto a partir del modelo

térmico e isostático.

El siguiente paso en el modelado 3D es estudiar la respuesta gravimétrica del Moho,

pero utilizando valores de densidad variable del manto. Para ello se ha utilizado como

valores de densidad las mallas obtenidas con la aproximación del Modelo Isostático y

con el Modelo Térmico, extendiendo las mallas a toda el área de estudio.

Primero se selecciona un Moho con una variación de densidad según el Modelo

Isostático, malla obtenida en el apartado 3.2.1 y expandiéndola con un valor de 3.4 g/cm3

obteniendo los siguientes mapas (Figura 24) tras aplicar Forward Gravity.

A. Gravedad Calculada B. Gravedad Misfit

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Figura 24. Mapas obtenidos tras aplicar la herramienta Forward Gravity, en un modelo que asume

un manto cuya densidad responde al Modelo Isostático. El mapa A muestra la Gravedad

Calculada y el mapa B muestra la Gravedad Misfit.

A continuación se ha estudiado la respuesta gravimétrica en un modelo cuya superficie

Moho se caracteriza por una densidad igual a la malla obtenida con la aproximación del

Modelo Térmico, en el apartado 3.2.2. Los mapas obtenidos de Gravedad Calculada y

Gravedad Misfit se muestran en la Figura 25, y se han calculado tras aplicar Forward

Gravity sobre el Módulo 3D.

A. Gravedad Calculada B. Gravedad Misfit

Figura 25. Mapas obtenidos en un Módulo 3D cuya superficie de Moho tiene una variación de

densidad que corresponde con el Modelo Térmico. La malla de densidad del manto se ha

extendido a toda el área de estudio, rellenándola con un valor de 3.4 g/cm3 allí donde no había

valores, es decir, tras los límites de aplicabilidad. Los mapas obtenidos son (A) el mapa de

Gravedad Calculada y (B) el mapa Misfit o de error.

3.3.4 Inversión estructural.

El siguiente paso de este modelaje 3D es realizar una inversión estructural donde la

densidad del Moho se mantiene inmutable (con una malla de densidad obtenida tras la

inversión lateral o correspondiente al Modelo Isostático o Térmico) mientras que la

superficie del Moho cambiará para minimizar la diferencia entre la gravedad observada

y la generada por el modelo.

Este proceso sirve para comparar el Modelo con inversión lateral de la densidad, el

Modelo Isostático y el Modelo Térmico, tras realizar la inversión estructural y para poder

estudiar la estructura del Moho en superficie para cada uno de ellos.

A continuación (Figura 26) se muestra la inversión estructural realizada en cada uno de

los tres Módulos, con densidades de manto diferentes. De cada inversión se muestra un

mapa Gravedad error o Misfit, con una paleta linear para poder compararlos entre ellos.

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A. Misfit Modelo de inversión lateral de la densidad B. Misfit Modelo Isostático

C.Misfit Modelo Térmico

Figura 26. Mapas de Gravedad Misfit (mGal) obtenidos tras la inversión estructural gravimétrica

del Mar del sur de China, considerando (A) una malla de densidad del manto obtenida tras la

inversión lateral de la densidad; (B) una malla de variación de la densidad del manto según el

Modelo Isostático; y una (C) malla de variación de la densidad del manto según el Modelo

Térmico.

Tras realizar la inversión estructural es posible conocer la estructura en profundidad del

Moho y el mapa de espesor de la corteza. Estas estructuras aparecen continuación en

la Figura 27, y muestran la estructura creada por el software cada para uno los tres

Módulos 3D: a) Módulo con densidad de Moho obtenida tras la inversión lateral de

densidad; b) con densidad de Moho de acuerdo con el Modelo Isostático (con la

extensión de la malla); y c) con densidad del Moho según el Modelo Térmico (con la

extensión de la malla).

El resultado se muestra en metros de profundidad, y permite conocer las partes más

profundas y someras del Moho en esta área.

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A. Estructura Moho Modelo constante B. Estructura Moho Modelo Isostático.

C. Estructura Moho Modelo Térmico

Figura 27. Mapas de la estructura en profundidad del Moho (metros) según (A) el Modelo de

densidad obtenido tras la inversión lateral (B) el Modelo Isostático y (C) el Modelo Térmico. Son

el resultado de la inversión estructural de la superficie de Moho, la cual se ajusta a las

características de densidad de cada uno de los módulos. Se representan en una escala de color

lineal. Ver texto para la explicación.

La estructura del moho obtenida en el Modelo de inversión lateral de densidad (A)

muestra un carácter homogéneo con valores de 9 km de profundidad en el centro de la

cuenca a 13 km en los márgenes pasivos. Mientras que los otros dos Modelos (B y C),

los obtenidos en las aproximaciones del apartado 3.2.1 y 3.2.2 muestran un Moho muy

heterogéneo, siendo menos profundo en zonas de dorsal y subducción, de 5 km de

profundidad, alcanzando 14 km de profundidad en los depocentros de la cuenca. Por lo

tanto, los modelos caracterizados por un manto con variación de densidad obtenida con

las aproximaciones Isostática y Térmica son más complejos.

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39

4. DISCUSIÓN DE LOS RESULTADOS

4.1 Límites de aplicabilidad de los cálculos

La interpretación de los datos adquiridos permite discutir varios aspectos de interés en

el desarrollo de los modelos de aproximación para calcular la variación de densidad del

manto. Los aspectos que se van a discutir, para las dos zonas analizadas, son: los

límites de aplicabilidad de la metodología, la calibración de los parámetros en diferentes

contextos geológicos y la utilidad para la industria de exploración de recursos

energéticos.

Figura 29. Perfiles obtenidos de las regiones de estudio del Océano Atlántico (A) y del mar de

China (B). Se han interpretado delimitando la aplicabilidad de los modelos Isostático y de Térmico

para calcular la variación de densidad del manto. Así, en tonos marrones aparecen las áreas con

valores no útiles o fuera de rango (superiores a 3.4 g/cm3 e inferiores a 2.7g/cm3), mientras en

tonos azules aparecen los valores que se pueden aplicar (rango de 2.7 a 3.4 g/cm3). De estos

últimos valores se estudiará su evolución y su relación con la edad, batimetría, magmatismo

intraplaca y espesor de sedimentos.

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40

Océano Atlántico

El estudio de los perfiles obtenidos en el Océano Atlántico, para cortezas oceánicas

antiguas, y en el Mar de China, para cortezas oceánicas jóvenes, permiten configurar

algunos límites de aplicabilidad de los modelos Isostático y Térmico.

En el caso del primer perfil, correspondiente al noreste del Océano Atlántico (Figura

29.A), los valores de batimetría y de densidad del manto están expuestos en función de

la edad de la corteza oceánica. En este perfil es fácilmente apreciable la influencia

batimétrica sobre los valores obtenidos en el Modelo Isostático y en el Modelo Térmico

de Stein & Stein (1992). Así. Para los valores próximos a la dorsal oceánica, de 0 a 2

M.a, no es aplicable (remarcado en color terroso) ya que los valores obtenidos son

anómalos, por debajo de 2.7 gr/cm3, debido a la alta topografía de la dorsal. Es desde

los 2 Ma cuando los valores se estabilizan y varían dentro del rango 2.7 a 3.4 gr/cm3,

con oscilaciones que se deben al dominio batimétrico sobre ambos modelos.

Existe un límite de aplicabilidad, el cual se ha establecido en 56 Ma. Este límite está

relacionado con el cambio de gradiente batimétrico. A partir de aquí la batimetría

experimenta cambios debido al engrosamiento regional de la masa de sedimentos de

origen continental, desde las zonas occidentales, donde se encuentra el margen

continental africano. A partir de varias fuentes de información (Emery & Uchupi, 1984;

Banda et al., 1981; Uchupi et al., 1976, Laske & Master, 1997; NOAA, 2013) es posible

estimar el espesor de sedimentos cercano al margen africano, el cual alcanza, en su

depocentro, hasta 14 km de dimensión.

Dentro del rango de valores útiles de variación de densidad del manto, el cual se

extiende desde los 2 Ma hasta los 56 Ma en el océano Atlántico, se pueden diferenciar

dos tendencias de los valores:

- Una primera tendencia abarcaría desde los 2 a los 18 Ma. Está caracterizada

por una evolución exponencial de los valores de densidad, desde valores bajos

cercanos a la dorsal (2.7 gr/cm3) hasta valores elevados cuando se pierde el

efecto batimétrico de la misma (3.3 gr/cm3) y la corteza es más antigua. Presenta

oscilaciones muy marcadas por la batimetría.

- La segunda tendencia, desde los 18 a los 56 Ma es más asintótica, con una

oscilación más suaves de los valores, entre 3.1 y 3.4 gr/cm3. Su valor se pierde

al llegar al límite de aplicabilidad.

Mar de China

El segundo perfil mostrado (Figura 29.B), obtenido en el Mar de China con dirección

NO-SE, está expuesto en función de la constante distancia debido a que abarca ambos

lados de la dorsal, cruzando el Mar de China completamente. Se puede ver la topografía

original (perfil superior en gris) donde se diferencia claramente ambos lados de la dorsal,

la cual es asintótica, y una evolución paulatina hacia los márgenes pasivos. En el mismo

perfil superior, pero en gris, se muestra la batimetría filtrada con un filtro Upward

Continuation de 5 km de distancia. Con este filtrado la batimetría se aproxima a un

modelo ideal, pero sigue teniendo pequeñas oscilaciones que se verán reflejadas en los

modelos de cálculo de variación de densidad del manto.

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En el perfil inferior del Mar de China se presenta la evolución de ambos modelos, los cuales son similares pero el Modelo Isostático presenta valores ligeramente inferiores. Esto se debe a, como se mencionó en el segundo apartado, este modelo Térmico predice profundidades asintóticas para litosferas antiguas y es en esta zona donde se obtienen menores profundidades y valores mayores del flujo térmico, es decir, predice una profundidad más somera y una litosfera más “caliente” de lo que cabría esperar. Al estudiar el comportamiento de los perfiles se puede diferenciar, al igual que se hizo en el Océano Atlántico, rangos de variación de densidad del manto útil y límites de aplicabilidad. Los límites de aplicabilidad aparecen en la zona de dorsal y en las áreas influenciadas por el margen pasivo continental y por los sedimentos, aunque estos últimos en menor medida, debido al bajo espesor de sedimentos presentes en el Mar de China. Dentro del rango de valores útiles, marcado en azul en la Figura 29. B, se puede diferenciar dos comportamientos diferentes en la evolución del gradiente. Primero tenemos una evolución exponencial, marcado en azul oscuro, en las zonas próximas a la dorsal, donde la densidad del manto aumenta de valores de 2.7 gr/cm3 a valores cercanos a 3.00 gr/cm3 en pocos kilómetros. Mientras, en las zonas marcadas con azul claro se presenta un gradiente más asintótico, donde los valores alcanzan 3.4 gr/cm3 pero a lo largo de más de 50 kilómetros. La aplicabilidad de este modelo, al ser una corteza joven, no está limitado por la edad, ya que es una corteza joven, si no por otros factores como el espesor de sedimentos o la presencia de corteza continental en los márgenes pasivos.

4.2 Calibración de los parámetros de las ecuaciones

Para calcular la variación de densidad del manto en ambas áreas se han establecido

unos parámetros para ambos modelos, el Modelo Isostático y el Modelo Térmico de

Stein & Stein (1992), de acuerdo con las características de cada cuenca.

Uno de los parámetros calibrados ha sido la profundidad de la dorsal, dr, para cada

cuenca. En el caso de la dorsal Atlántica se ha acudido a los valores propuestos por

otros autores (Stein & Stein, 1992), dándole un valor medio de 2 500 m.

Al realizar las aproximaciones de la variación de densidad en el Mar de China se han

utilizados valores diferentes para el parámetro de profundidad de la dorsal oceánica, dr.

Esto es debido a dos características que diferencia el Mar de China del océano Atlántico.

El primero es referente a la edad, la corteza oceánica del Mar de China es mucho más

joven, llegando a un máximo de 26 Ma, y la segunda es debido a la inactividad que

presenta esta dorsal, inactiva desde hace 16 Ma.

Por estas razones, tras haber realizado una estimación media medida sobre el mapa de

batimetría del Mar de China (GEBCO, 2014) se obtuvieron valores medios de la dorsal,

los cuales se calibraron con sendos modelos, hasta alcanzar un valor medio de 2 400

m, que es el que se ha utilizado en las ecuaciones del Modelo Isostático y el Modelo

Térmico de Stein & Stein, 1992. Este valor permite obtener valores homogéneos y útiles

en el Mar de China, sobre todo en los perfiles trazados en la zona suroeste de nuestra

área de estudio, coincidente con los perfiles trazados 2 y 3.

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42

4.3 Discusión resultados del Modelo 3D.

El proceso de Modelaje 3D ha permitido comparar la respuesta gravimétrica del Mar del

sur de China para los diferentes modelos de aproximación de la variación del manto.

En los subapartados 3.3.1 y 3.3.2 es posible comparar los mapas de Gravedad

Calculada y Misfit del modelo asumiendo una densidad del manto constante de 3.3

g/cm3 con una inversión lateral de la densidad, correspondientes a las Figuras 22 y 23.

En el caso de los mapas Misfit de la inversión lateral de densidad se aprecia una mejora

significativa de los valores Misfit, pues son valores próximos a 0 y homogéneos en la

extensión del área. Esto indica que la Gravedad Calculada se ajusta más a la Gravedad

Observada, mejorando sobre todo en la cuenca oceánica, donde los valores de error

pasan de +40mGal a +0.8 mGal. Las zonas de altos batimétricos relacionados con la

corteza continental, intrusiones magmáticas o atolones también reducen su desajuste,

de valores de -160 mGal a valores de -30 mGal. Por tanto, se produce una mejora

importante con los resultados obtenidos del software respecto al manto tras la inversión

lateral de la densidad.

A continuación se ha estudiado la respuesta gravimétrica de dos modelos con variación

de densidad del manto, según la aproximación del Modelo Isostático y del Modelo

Térmico, realizados en el apartado 3.2.1 y 3.2.2 Al comparar los mapas de error

gravimétrico de las Figuras 24.B y 25.B se diferencia claramente la zona de dorsal, con

un desajuste gravimétrico de +130 mGal en el Modelo Isostático y de +90 en el Modelo

Térmico. También se diferencia el tránsito a corteza continental y la presencia de los

atolones, con valores altos de hasta +200 mGal. En la cuenca oceánica a ambos lados

de la dorsal aparecen valores homogéneos de -20 mGal en el Modelo Isostático, y

valores que decrecen hasta los -200 m Gal en el Modelo Térmico. Los valores positivos

indican deficiencia de masa, y valores negativos exceso de masa. Por tanto, reflejan

déficit de masa en la dorsal y exceso en la cuenca. Comparando los mapas de Misfit

con los mapas de densidad del manto según sendas aproximaciones, los valores de

baja densidad (2.6 g/cm3) relacionados con los altos batimétricos de la dorsal

corresponden con valores gravimétricos positivos, y déficit de masa; mientras que los

valores más altos de densidad (3.4 g/cm3) coinciden con valores gravimétricos negativos

y con exceso de masa.

La inversión estructural se ha realizado sobre los 3 modelos 3D con densidad del manto

(i) obtenida tras la inversión lateral, (ii) según el Modelo Isostático y (iii) según el Modelo

Térmico. En los mapas Misfit (Figura 26) se percibe una diferencia entre el mapa de

densidad obtenida con la inversión lateral, donde los valores en toda la cuenca y la

dorsal son de +20 mGal aproximadamente, y donde resaltan ligeramente los márgenes

pasivos con déficit de masa por sus valores positivos de hasta + 110 mGal. En los mapas

de variación de densidad del manto, sin embargo, se muestran valores positivos altos

en la dorsal y la zona de subducción del arco de Luzón, sobre todo en el Modelo

Isostático, y valores negativos de -40mGal en la cuenca. Esto indica el déficit de masa

en la dorsal.

Al comparar los mapas de superficie de Moho obtenido tras esta inversión estructural,

en la Figura 27, también se diferencia el modelo de densidad constante con los otros

dos modelos de variación de la densidad. Mientras que el primero refleja un Moho

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TFM. Marina Jerónimo Zárate

43

homogéneo, con profundidades entre 13 y 8 km, siendo menos profundo en el margen

pasivo; los otros mapas son heterogéneos, pero permite diferenciar la estructura de la

dorsal, con profundidades de 5.5 km así como los márgenes pasivos de 7 km de

profundidad y la cuenca, con 14 km. El Modelo Térmico presenta una dorsal más

estrecha y unos valores de profundidad del moho en la cuenca de hasta 2 km más

profundo que en Modelo Isostático.

Por lo tanto, los modelos obtenidos con aproximaciones del Modelo Isostático y Térmico

construyen mapas más complejos, donde la dorsal destaca en los mapas gravimétricos

y de profundidad del Moho; mientras los mapas de densidad constante son más

homogéneos.

4.4 Aplicabilidad en la Industria

Históricamente los datos gravimétricos provenientes de bases de datos públicas,

fundamentalmente de origen satelital, se han utilizado en la industria energética para la

identificación de posibles acumulaciones de sedimentos así como el límite entre la

corteza oceánica y continental. Con el desarrollo de la industria y el paso hacia cuencas

inexploradas (también denominadas “de última frontera”), los métodos potenciales se

han mostrado como una herramienta muy potente, sobre todo si se valora la relación

entre el valor añadido a la investigación y el precio. En los últimos años ha habido una

creciente actividad en las zonas de aguas profundas, lo que ha derivado en la creación

de modelos tectónicos más refinados para describir el tránsito entre la corteza

continental y la corteza oceánica. La gravimetría y el magnetismo son las únicas

herramientas que permiten extender lateralmente las interpretaciones, definiendo así

dominios tectónicos, realizadas a lo largo de las secciones sísmicas, apoyadas en los

pozos profundos del Ocean Drilling Program y que son modeladas con datos de

gravimetría y magnetismo. Con estos datos se observa que la geometría del Moho es

más compleja de lo que se pensaba, especialmente es esta zona de transición.

Un elemento clave en la exploración de hidrocarburos es la determinación del tope del

basamento y del Moho. Estos datos son básicos para el modelamiento geoquímico de

las cuencas, evaluando así la generación de hidrocarburos y su posible grado de

maduración. Además, los datos de campos potenciales (GRAV/MAG) permiten

determinar la presencia de vulcanismo, lo que habría alterado la actividad termal en la

zona de interés.

La metodología propuesta es un avance significativo en estas líneas de trabajo, y

permite incluir en los modelos valores como la edad de la corteza, el espesor de

sedimentos o las propiedades térmicas, para refinar la geometría de estos horizontes y

generar modelos geológicos mucho más constreñidos y realistas

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5 CONCLUSIONES

A partir de los resultados obtenidos y las discusiones desarrolladas en este proyecto se

han presentado las siguientes conclusiones:

La aplicación de los Modelos Isostático y Térmico (Stein & Stein, 1992) a los datos de

dominio público han permitido calcular el valor de variación de densidad mantélica en

dos áreas con dominios tectónicos diferentes: El Océano Atlántico, en su zona centro-

este, y el Mar del sur de China.

Los rangos de variación de la densidad mantélica son de 2.5 y 4 g/cm3 para el Océano

Atlántico, y de 2.5 y 4 g/cm3 en el Mar del sur de China. La variación de densidad para

ambas áreas sigue una tendencia exponencial en la corteza oceánica más joven

cercana a la dorsal, y un patrón asintótico en la corteza más antigua y alejada de la

dorsal.

En ambos casos se definen unos límites de aplicabilidad de la técnica que oscilan entre

el eje de la dorsal y los 56 M.a en el Atlántico y de 40 M.a para el Mar de China. Estos

límites dependen de factores como son el espesor de sedimentos en la cuenca, la edad

de la corteza oceánica y la presencia de corteza continental.

La presencia de actividad ígnea o de sedimentos del margen limitan los modelos ya que

la batimetría pasa a estar controlada por otros efectos, no isostáticos.

Dada la calidad de los datos y la homogeneidad batimétrica del Mar de China, se han

realizado modelos GRAV 3D de esta área, utilizando datos de dominio público y el

módulo de inversión basado en los algoritmos de Parker (1972). Los modelos realizados

incluyen un manto con densidad calculada según los Modelos Térmico e Isostático, así

como un modelo de inversión lateral calculada por el software.

Los modelos realizados permiten ajustar la geometría del Moho, teniendo en cuenta la

variación de la densidad del Manto litosférico según los Modelos Isostático y Térmico.

La diferencia obtenida entre los diferentes modelos en la geometría del Moho alcanza

los 2 km, lo que supone una anomalía gravimétrica de 90 mGal.

Los resultados a partir de los modelos generados con esta metodología permiten tener

un mayor control desde el punto de vista tectónico, al redefinir la geometría del Moho,

el tránsito corteza continental – corteza oceánica y definir zonas con presencia de

vulcanismo.

Los resultados obtenidos con la metodología seguida están más constreñidos, y se

podrá evaluar de forma más realista la posible generación de hidrocarburos,

especialmente en aguas profundas.

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