anÁlisis morfotectÓnico y geodinÁmico asociado a los …
TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD ANDRÉS BELLO
FACULTAD DE INGENIERÍA CARRERA GEOLOGÍA, SEDE VIÑA DEL MAR
ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO Y
GEODINÁMICO ASOCIADO A LOS RIFT
DE LARSEN Y PRINCE GUSTAV,
PENÍNSULA ANTÁRTICA
Tesis de pregrado para optar a título de Geólogo
Autor:
Alejandro Esteban Anabalón Munnier
Profesor guía:
Cristian Ricardo Rodrigo Ramírez
Viña del Mar, 2021
Resumen
El margen oriental de la Península Antártica, constituido por rocas de
composición basáltica alcalina pertenecientes al Grupo Volcánico isla James
Ross, de edad neógena-reciente, ha sido tema de debate debido a la
incertidumbre de su génesis magmática. La existencia de volcanes es un indicio
de que se asocian a zonas de Rift, pero por la dificultad de accesibilidad por el
clima extremo de las latitudes altas, se ha hecho difícil realizar estudios
geológicos y/o geofísicos en detalle sobre la existencia de estos Rifts, por ende,
se han recopilado datos geofísicos batimétricos, gravimétricos y magnéticos,
para poder contribuir al entendimiento de la dinámica asociada a las zonas de
Rift. Con el análisis batimétrico multihaz se ha determinado la existencia de fallas
transcurrentes sinestrales a escala local, lo que correlaciona el modelo de Riedel
a todo el margen de la Península Antártica. A los datos geofísicos de potencial
se les ha aplicado una transformada de Fourier, con el fin de separar las fuentes
regionales y residuales de las anomalías de Bouguer y magnética, para luego
determinar la profundidad de las fuentes que generan anomalías a unos 25 km,
asociándolos a la existencia de cámaras magmáticas producto de la
descompresión adiabática, que serían la fuente de aporte magmático de las
zonas de Rift Prince Gustav y Larsen, ya que el régimen transcurrente sinestral
de la interacción entre la Placa de Scotia y Antártica, genera una extensión en el
sentido sureste-noroeste, que provocaría un adelgazamiento cortical y un
ascenso del manto a la superficie.
Abstract
The eastern margin of the Antarctic Peninsula, made up by neogene-recent
alkaline basalt rocks belonging to the James Ross Island Volcanic Group, has
been the subject of debate due to the uncertainty of its magmatic genesis. The
existence of volcanoes is an indication that they are associated with Rift zones,
but due to the difficulty of accessibility because of the extreme climate of high
latitudes, it has become hard to carry out detailed geological and/or geophysical
studies of the existence of these Rifts, therefore, bathymetric, gravimetric, and
magnetic data have been collected, in order to understand the occurrence of Rift
zones. With the multibeam bathymetric analysis, the existence of transcurrent
sinistral faults has been determined at a local scale, which correlates the Riedel
model to the entire margin of the Antarctic Peninsula. It has been applied a Fourier
transform to the potential geophysical data, to separate the regional and residual
sources of the Bouguer and magnetic anomalies, and then analyze the depth of
the anomalous sources. The existence of magmatic chambers associated with
adiabatic decompression has been determined at about 25 km, which would be
the source of magmatic input from the Prince Gustav and Larsen Rifts, since the
sinistral transcurrent movement of the interaction between the Scotia plate and
Antarctic plate, generates an extension from the southeast to the northwest, which
would cause a cortical thinning and an ascent of the mantle to the surface.
Agradecimientos
Quiero agradecer a todas las personas que han tenido fe en mí y me han
apoyado en este largo proceso universitario, a mis padres, hermanas y amigos,
en especial a Alinne, mi amor, que ha sido un apoyo fundamental y más
importante pilar en mis peores momentos de frustración.
A mis profesores por toda la enseñanza aprendida que me ha formado como
profesional en esta hermosa carrera llamada Geología, en especial a Cristian
Rodrigo, por la oportunidad de este estudio que me ha fascinado.
Gracias a todos.
ÍNDICE DE CONTENIDO
CAPÍTULO I ........................................................................................................ 1
1. INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 1
1.1 Presentación del Problema ........................................................................... 1
1.2 Hipótesis .................................................................................................... 4
1.3 Objetivos .................................................................................................... 4
1.3.1 Objetivo general .................................................................................. 4
1.3.2 Objetivos específicos ........................................................................... 5
1.4. Ubicación .................................................................................................. 5
CAPÍTULO II ....................................................................................................... 6
2. MARCO TEÓRICO ....................................................................................... 6
2.1 Marco Tectónico ........................................................................................ 6
2.2 Marco Geológico...................................................................................... 11
2.3 Marco Geofísico....................................................................................... 17
2.3.1 Método Gravimétrico ......................................................................... 17
2.3.2 Método Magnético ............................................................................. 24
2.3.3 Sustracción de componentes regional y residuales .......................... 27
CAPÍTULO III .................................................................................................... 32
3. METODOLOGÍA ......................................................................................... 32
3.1 Datos geofísicos a escala global ............................................................. 34
3.1.1 Datos y adquisición para datos batimétricos a escala global ............ 35
3.1.2 Procesamiento para datos batimétricos a escala global.................... 36
3.1.3 Datos y adquisición para datos gravimétricos a escala global .......... 36
3.1.4 Procesamiento para datos gravimétricos a escala global .................. 37
3.1.5 Datos y adquisición para datos magnéticos a escala global ............. 38
3.1.6 Procesamiento para datos magnéticos a escala global..................... 40
3.2 Datos geofísicos a escala local ............................................................... 42
Crucero NBP0602A .................................................................................... 43
Crucero NBP0107 ...................................................................................... 43
Crucero NBP0003 ...................................................................................... 43
3.2.1 Datos y adquisición para datos batimétricos multihaz a escala local 44
3.2.2 Procesamiento para datos batimétricos multihaz a escala local ....... 44
3.2.3 Datos y adquisición para datos gravimétricos a escala local ............. 45
3.2.4 Procesamiento para datos gravimétricos a escala local .................... 45
3.2.5 Datos y adquisición para datos magnéticos a escala local ................ 47
3.2.6 Procesamiento para datos magnéticos a escala local ....................... 49
3.3 Confección de perfiles ............................................................................. 51
CAPÍTULO IV .................................................................................................... 53
4. RESULTADOS ............................................................................................ 53
4.1 Resultados para datos geofísicos a escala global ................................... 53
Batimetría a escala global .......................................................................... 53
Anomalía gravimétrica a escala global ....................................................... 54
Anomalía magnética a escala global .......................................................... 59
4.2 Resultados para datos geofísicos a escala local ..................................... 63
Anomalía gravimétrica a escala local ......................................................... 63
Anomalía magnética a escala local ............................................................ 67
Perfiles ....................................................................................................... 70
Batimetría Local ......................................................................................... 76
CAPÍTULO V..................................................................................................... 79
5. DISCUSIONES ........................................................................................... 79
5.1 Comparación de modelos a profundidad ................................................. 79
5.2 Composición litológica ............................................................................. 82
5.3 Profundidad de las fuentes que generan las anomalías potenciales ....... 84
5.4 Modelo de esfuerzos ............................................................................... 86
CAPITULO VI .................................................................................................... 89
6. CONCLUSIONES ....................................................................................... 89
REFERENCIAS ................................................................................................ 91
Anexos ............................................................................................................ 101
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Mapa de la región de la Península Antártica del Norte que muestra la
distribución de los centros volcánicos del Pleistoceno Tardío-Holoceno.
Modificado de Kraus et al. 2013. ......................................................................... 1
Figura 2: A: Movimiento transcurrente sinestral propuesto por González-Casado
(2000) entre las Placas Antártica y Scotia, que produce la Cuenca de Bransfield.
Las flechas negras indican la dirección de compresión y las flechas blancas,
indican la dirección de extensión, deducidas de los mecanismos focales del
terremoto. B: Modelo de tensiones. C: Perfil propuesto del modelo de estrés en
el Rift de Bransfield. ............................................................................................ 2
Figura 3: Mapa esquemático que muestra los Rifts activos y los centros
volcánicos en la actualidad (modificado de González-Ferrán, 1985). Centros
volcánicos activos: D: Deception; E: Penguin; B: Bridgeman; PA: Paulet; C:
Coley; SN: Seal Nunataks; A: Argo. .................................................................... 3
Figura 4: Mapa de la Península Antártica. Sistema de referencia de coordenadas
WGS 84 zona 21S. ............................................................................................. 5
Figura 5: Movimientos esquemáticos de las Placas y sus límites en el pacífico sur
hace 100 Ma (en a) y 60 Ma (en b) (Extraído de Barker, 1982). ......................... 7
Figura 6: Reconstrucción del régimen tectónico del Sureste Pacífico y la
Península Antártica hace 20 Ma. NAZ = Placa Nazca, PHO = Placa Fénix, Alex =
Alexander Island, Anv = Anvers Island. (Extraído de Larter and Barker, 1991). . 8
Figura 7: Ejemplificación de slab roll-back, producido por esfuerzos extensionales
(Niu, 2014). ....................................................................................................... 10
Figura 8: Configuración tectónica en contacto Placa Scotia con Placa Antártica.
1, Zona de fractura inactiva; 2, zona de fractura activa; 3, falla transformante o
transcurrente; 4, subducción inactiva o falla inversa; 5, subducción activa; 6,
extensión; 7, ejes activos de extensión; 8, ejes inactivos de extensión; 9, límite
entre corteza continental-oceánica. FZ, zona de fractura; APR, dorsal Antárctica-
Fénix; WSR, dorsal Scotia Occidental; PB, Cuenca de Powell; SOM,
Microcontinente Orkney del Sur; JB, Cuenca de Jane; DB, Margen Discovery;
HB, Margen Herdman (Modificado de Galindo-Zaldívar et al., 2002). .............. 11
Figura 9: Mapa geológico de la Península Antártica completo (arriba), que
muestra la distribución de las principales litologías, rectángulo negro indica el
área de estudio. Modificado de Burton-Johnson (2015) y Riley et al. (2011). ... 12
Figura 10: Centros volcánicos indicados en color rojo, con sus respectivos
nombres (Extraído de Kraus, 2010). ................................................................. 13
Figura 11: Distribución de las islas volcánicas a lo largo del Prince Gustav Rift
(González-Ferrán, 1985). .................................................................................. 14
Figura 12: Diagramas TAS que muestran bloques de roca (símbolos rojos)
representados frente a composiciones de vidrio (símbolos azules) de Larsen Rift
(B). Kraus et al. (2013). ..................................................................................... 16
Figura 13: Magnitudes y direcciones del campo gravitacional terrestre, que es
aproximadamente vertical, con una pequeña variación de fuerza entre los polos
y el ecuador. Extraído de Lillie (1999). .............................................................. 18
Figura 14: Superficie equipotencial del campo gravitatorio de la tierra, de radios
ecuatorial (a) y polar (b), el vector gravedad (g) es perpendicular a ella. ɸc y ɸ son
las latitudes geocéntrica y geográfica respectivamente. Extraído de Pérez (2017).
.......................................................................................................................... 21
Figura 15: Corrección de Bouguer en tierra (a) y en mar (b). a) en tierra la
densidad del bloque se toma como +2,67 g/cm3 y su grosor es equivalente a la
elevación de la estación. b) en mar, la reducción de densidad es -1,64 g/cm3 y es
la diferencia entre el agua de mar (𝜌𝑤 = 1,03 g/cm3) y la base rocosa (𝜌𝑐 = 2,67
g/cm3), el grosor del bloque es la profundidad del mar. Modificado de Lillie (1999).
.......................................................................................................................... 22
Figura 16: Parámetros estándares usados para calcular las anomalías en tierra y
en mar. 𝐹𝐴𝐶 = corrección de aire libre; 𝐵𝐶 = corrección de Bouguer; 𝐵𝐶𝑠 =
corrección de Bouguer en mar, ρ = densidad de reducción; ℎ = elevación y ℎ𝑤 =
profundidad del mar en metros. Modificado de Lillie (1999). ............................ 24
Figura 17: Magnitudes y direcciones del campo magnético terrestre, que muestra
una fuerte variación en polos y ecuador. Modificado de Lillie (1999). ............... 25
Figura 18: Intensidad del campo magnético terrestre (Extraído de
http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen2/ciencia3/066/imgs/f40p
101.gif (2009). ................................................................................................... 26
Figura 19: Comparación entre ondas con diferente longitud de onda. Las de
mayor longitud de onda (λ1) penetran la superficie a mayor profundidad
alcanzando cuerpos de mayor masa y volumen. Longitudes intermedias llegan
hasta profundidades medias identificando cuerpos de menor volumen. Por último,
las ondas de menor longitudes penetran superficialmente identificando
condiciones de ruido del suelo. Extraído de Ortega (2014). ............................. 28
Figura 20: Filtro Gaussiano. Extraído de Geosoft (2007). ................................. 29
Figura 21: Continuación hacia arriba. Extraído de Geosoft (2007). .................. 30
Figura 22: Logaritmo natural del espectro de potencia de la transformada de
Fourier, en función del número de onda. .......................................................... 31
Figura 23: Resumen de recopilación de datos geofísicos en su respectiva
localización, usadas en este proyecto, Donde polígono amarillo representa el
área global o macro con datos batimétricos, gravimétricos y magnéticos; morado
datos gravimétricos locales; rojo datos magnéticos locales; azul y verde datos
batimétricos multihaz de cruceros. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS 84 zona 21S. ................................................................................ 33
Figura 24: Localización de los perfiles occidental (1) y oriental (2) a analizar en
segmento color rojo, en la isla James Ross se indica el perfil local (3). Puntos de
color rojo representan los centros volcánicos activos y lineamiento azul
representa los sistemas de Rift propuestos por González-Ferrán (1985). Sistema
de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. ....................... 35
Figura 25: Espectro de potencia de la anomalía de Bouguer de datos globales,
calculada mediante Oasis Montaj. .................................................................... 38
Figura 26: Grilla de anomalías magnéticas EMAG2v3. .................................... 39
Figura 27: Espectro de potencia de la anomalía magnética de datos globales,
calculada mediante Oasis Montaj. .................................................................... 41
Figura 28: Localización de los datos geofísicos locales. Polígono rojo representa
datos magnéticos locales, y morado la concentración de datos gravimétricos de
cruceros. Polígono azul contiene datos batimétricos procesados del crucero
NBP0107, polígono verde datos batimétricos del NBP0602A. Lineamiento azul
representa los sistemas de Rift propuestos por González-Ferrán (1985) y línea
segmentada roja indica la ubicación del perfil local a modelar. Sistema de
referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. ............................ 42
Figura 29: Zonas con grillas batimétricas procesadas, polígono azul contiene
datos del crucero NBP0107, polígono verde datos del NBP0602A. Lineamiento
azul representa los sistemas de Rift propuestos por González-Ferrán (1985).
Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. ......... 44
Figura 30: Áreas en detalle, polígono morado indica los límites del área del
crucero NBP0003 y NBP0602a; y polígono rojo el área de la anomalía magnética
de la isla James Ross. Lineamiento azul representa los sistemas de Rift
propuestos por González-Ferrán (1985). Sistema de referencia de coordenadas
UTM datum WGS 84 zona 21S. ........................................................................ 45
Figura 31: Espectro de potencia de la anomalía de Bouguer local NBP0602a y
NBP0003, calculada mediante Oasis Montaj. ................................................... 47
Figura 32: Trayectos de aeromagntometría procesados para la compilación
ADMAP-2 a partir de los levantamientos ADMAP-1 (azul) y nuevos (rojo)
(Golynsky et al., 2018). ..................................................................................... 49
Figura 33: Espectro de potencia de la anomalía magnética local, calculada
mediante Oasis Montaj. .................................................................................... 51
Figura 34: Resumen de la metodología aplicada. ............................................. 52
Figura 35: Mapa topográfico del área a escala global, con ubicación del perfil 1
(occidental) y perfil 2 (oriental) a analizar en líneas blancas; perfil 3 (local) en
línea roja. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
.......................................................................................................................... 54
Figura 36: Mapa de anomalía de Bouguer a escala global. Sistema de referencia
de coordenadas UTM datum WGS84 zona 21S. Círculos rojos indican anomalías
de Bouguer positivas que representan adelgazamiento cortical. ...................... 55
Figura 37: Espectro de potencia de anomalía de Bouguer completa a escala
global, en donde se indica el cambio de pendiente, con su respectiva ecuación
de la recta. ........................................................................................................ 56
Figura 38: Componente Regional de la anomalía de Bouguer a escala global, con
ubicación del perfil 1 (occidental) y perfil 2 (oriental) a analizar en líneas blancas;
perfil 3 (local) en línea roja. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum
WGS 84 zona 21S. ........................................................................................... 58
Figura 39: Componente Residual de la anomalía de Bouguer a escala global.
Línea blanca indica la ubicación del perfil local (3) a analizar y línea segmentada
blanca indica la faja de Dreadnought. Sistema de referencia de coordenadas
UTM datum WGS 84 zona 21S. ........................................................................ 59
Figura 40: Mapa de anomalía magnética a escala global. Sistema de referencia
de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. PCMA: anomalía magnética de
la Costa Pacífica; SSMA: anomalía magnética de las Shetlands del Sur (Ghidella
et al., 2013). ...................................................................................................... 60
Figura 41: Espectro de potencia de anomalía magnética escala global, en donde
se indica el cambio de pendiente, con su respectiva ecuación de la recta. ...... 61
Figura 42: Componente Regional de la anomalía magnética a escala global, con
ubicación del perfil 1 (occidental) y perfil 2 (oriental) a analizar en líneas blancas.
Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. ......... 62
Figura 43: Componente Residual de la anomalía magnética a escala global.
Línea segmentada blanca indica ubicación de la faja de Dreadnought. Sistema
de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. ....................... 63
Figura 44: Anomalía de Bouguer completa a escala local para datos de cruceros
NBP0602a y NBP0003. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS
84 zona 21S. ..................................................................................................... 64
Figura 45: Espectro de potencia de anomalía de Bouguer completa a escala local,
en donde se indica el cambio de pendiente, con su respectiva ecuación de la
recta. ................................................................................................................. 65
Figura 46: Componente Regional de la anomalía de Bouguer a escala local para
datos de cruceros NBP0602a y NBP0003. Sistema de referencia de coordenadas
UTM datum WGS 84 zona 21S. ........................................................................ 66
Figura 47: Componente Residual de la anomalía de Bouguer a escala local para
datos de cruceros NBP0602a y NBP0003. Sistema de referencia de coordenadas
UTM datum WGS 84 zona 21S. ........................................................................ 66
Figura 48: Mapa de anomalía magnética a escala local de la isla James Ross.
Mediciones en nT. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84
zona 21S. .......................................................................................................... 67
Figura 49: Espectro de potencia de anomalía magnética a escala local, en donde
se indica el cambio de pendiente, con su respectiva ecuación de la recta. ...... 68
Figura 50: Componente regional de anomalía magnética a escala local de la isla
James Ross. Línea blanca señala la ubicación del perfil 3 (local) y la línea
segmentada blanca la faja de Dreadnought. Mediciones en nT. Sistema de
referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S. ............................ 69
Figura 51: Componente residual de anomalía magnética a escala local de la isla
James Ross. Mediciones en nT. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS 84 zona 21S. ................................................................................ 70
Figura 52: Perfiles modelados mediante GMSYS de Geosoft (2007), densidades
(D) en kg/m3 y susceptibilidades (S) en S.I.. Flechas rojas indican ascenso del
manto, flechas azules indican extensión. EB: Estrecho de Bransfield; PA:
Península Antártica; IJR: Isla James Ross. A) Perfil occidental 230 km. B) Perfil
oriental 250 km. Se indica la ubicación de los perfiles en el mapa. .................. 73
Figura 53: Perfil local modelado mediante GMSYS de Geosoft (2007) sobre la
isla James Ross, densidades (D) en kg/m3 y susceptibilidades (S) en S.I.. Se
indica la ubicación del perfil en el mapa. .......................................................... 75
Figura 54: Batimetría recolectada por crucero NBP0107. Lineamiento rojo
representa fallas transcurrentes con movimiento sinestral, y en círculo rojo un
monte submarino. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84
zona 21S. .......................................................................................................... 77
Figura 55: Batimetría recolectada por crucero NBP0602A. Lineamiento rojo
representa fallas transcurrentes con movimiento sinestral, y en círculo rojo
montes submarinos. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84
zona 21S. .......................................................................................................... 78
Figura 56: Perfiles modelados mediante GMSYS de Geosoft (2007), densidades
(D) en kg/m3 y susceptibilidades (S) en S.I.. Flechas rojas indican ascenso del
manto, flechas azules indican extensión. EB: Estrecho de Bransfield; PA:
Península Antártica; IJR: Isla James. ............................................................... 80
Figura 57: Modelo magnético-gravimétrico de la Península Antártica. Extraído de
Yegoroba et al. (2010). Las propiedades petrofísicas de los cuerpos modelados
se describen en la tabla adyacente. .................................................................. 80
Figura 58: Modelo magnético-gravimétrico de la Península Antártica. Extraído de
Rey-Moral (2020). Las propiedades petrofísicas de los cuerpos modelados se
describen en la tabla adyacente. ...................................................................... 81
Figura 59: Modelo magnético-gravimétrico del estrecho de Bransfield. Extraído
de Catalán et al. (2013). ................................................................................... 82
Figura 60: Ubicación de los centros volcánicos indicados en puntos color rojo.
Modificado de Kraus (2010). Las fotografías muestran al edificio volcánico Paulet
Is. (superior) y al grupo volcánico Seal Nunataks (inferior), fotografías extraídas
de Kraus et al. (2013) y fotografiadas por E. Domack. ..................................... 83
Figura 61: Topografía, límites de corteza/manto (Moho) y límite
litósfera/astenosfera en régimen divergente. Modificado de Lillie (1999). ........ 85
Figura 62: Modelo de ascenso astenosférico. Extraído de Merle (2011) y
modificado de Zou et al. (2008). ....................................................................... 85
Figura 63: Rifts activos identificados en zonas de extensión y ascenso magmático
(modificado de González-Ferrán, 1985). .......................................................... 85
Figura 64: Posición espacial de estructuras continuas y discontinuas presentes
dentro de un Modelo de Riedel sinestral. Extraído de Valdivia (2011). ............. 86
Figura 65: Mapa geodinámico final esquemático, elaboración propia. Flechas
indican el tensor de esfuerzo de extensión. Líneas segmentadas indican posible
continuidad. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona
21S. .................................................................................................................. 88
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1: Recopilación de datos geofísicos…………………………………………32
Tabla 2: Profundidades de las fuentes anómalas. ……………………………..…71
Tabla 3: Propiedades físicas de la litología………………………………………..74
ÍNDICE DE ANEXOS
Anexo 1: Parámetros de datos gravimétricos de SatGravRET2014 (Sheinert et
al., 2016)...................................................................................………………..101
Anexo 2: Parámetros de datos gravimétricos de EMAG2v3 (Maus et al.,
2009).……………………………….……………………………………….……..…102
Anexo 3: Propiedades físicas de los complejos rocosos de la Península Antártica.
Modificado de Yegoroba et al. (2010)……………………………………………. 102
Anexo 4: Propiedades físicas de los complejos rocosos de la Península Antártica.
Modificado de Rey-Moral (2020)..………..……………………….……….………103
Anexo 5: Propiedades físicas de los complejos rocosos de la Península Antártica.
Modificado de Catalán et al. (2013)……...……………………….……….………103
Anexo 6: Densidades y susceptibilidades magnéticas de distintos tipos de rocas
(Telford et al., 1990).……...……………………….……….…………………….…104
1
CAPÍTULO I
1. INTRODUCCIÓN
1.1 Presentación del Problema
La Península Antártica ha tenido una evolución geológica compleja desde el
desmembramiento de Gondwana durante el Jurásico inferior. Actualmente se
caracteriza por presentar una subducción activa de la antigua Placa Fénix, que
se ve marcada en la fosa de South Shetland, de velocidades muy bajas y
asociada al Rift de Bransfield al sureste, cuya apertura comenzó hace ~4 Ma
(González-Ferrán, 1985), con una velocidad aproximada de 10 mm/a (Dietrich et
al., 2000), que llevó a la apertura de una cuenca de tras-arco en el estrecho de
Bransfield (Pelayo & Wiens 1989; Larter & Barker 1991; Galindo-Zaldivar et al.
1996, 2004) cuyas interpretaciones están abiertas a debate.
Distintos centros volcánicos nos dan la lucidez de la posible existencia de
sistemas de Rifts que generarían este magmatismo (Figura 1), pero a su vez es
muy difícil realizar estudios in situ por la dificultad de accesibilidad al terreno. No
se sabe con exactitud cómo están dispuestos estas zonas de Rifts.
Figura 1: Mapa de la región de la Península Antártica del Norte que muestra la distribución de los centros
volcánicos del Pleistoceno Tardío-Holoceno. Modificado de Kraus et al. 2013.
2
Según Yegorova (2010), hay tres interpretaciones contrastantes para la
subducción en la fosa de South Shetland: cesó hace 4 Ma (Barker 1982); está
activa y es lenta (Pelayo & Wiens, 1989; Robertson et al., 2003); o se produjo un
slab roll-back en relación con el cese de la subducción hace 3.3 Ma (Grácia et
al.1996; Galindo-Zaldivar et al.1996-2004).
Según González-Casado (2000) el origen del Rift de Bransfield y la apertura
de la cuenca, se relaciona con el movimiento transcurrente sinestral entre las
Placas de Scotia y Antártica como se ilustra en la figura 2, y no con el mecanismo
de roll-back (Grácia et al.,1996; Galindo-Zaldivar et al.1996-2004). Este tensor de
estrés se ajusta al modelo cinemático propuesto para el límite sur de la Placa de
Scotia y para la región de Bransfield (Lawver et al. 1996), lo que generaría el
régimen extensivo y el adelgazamiento cortical del Rift de Bransfield. Dicha
apertura de la cueca generaría compresión en las islas Shetland del Sur. También
se señala que producto de dicho esfuerzo, debe generar una compresión y
subducción en la zona de fractura Shackleton, y podría explicar la sismicidad
asociada a ella, ya que por definición una zona de fractura no presentaría
sismicidad alguna. En consecuencia, el modelo tectónico para esta cuenca es
controvertido y no se ha determinado adecuadamente.
Figura 2: A: Movimiento transcurrente sinestral propuesto por González-Casado (2000) entre las Placas
Antártica y Scotia, que produce la Cuenca de Bransfield. Las flechas negras indican la dirección de
compresión y las flechas blancas, indican la dirección de extensión, deducidas de los mecanismos focales
del terremoto. B: Modelo de tensiones. C: Perfil propuesto del modelo de estrés en el Rift de Bransfield.
3
González-Ferrán (1985) propuso un modelo de régimen extensional, en el mar
de Weddell, ubicado al noreste de la Península Antártica, basado en el
volcanismo activo del Rift de Larsen y Prince Gustav, de edad Pleistoceno tardío
a Holoceno (Paulet Is., Cape Purvis y Coley en el Rift Prince Gustav; Argo y Seal
Nunataks en Rift Larsen), generado por un ciclo extensional de tras arco (Figura
3). Asoció los basaltos del Grupo Volcánico isla James Ross y del Grupo
volcánico Nunataks Foca en una vinculación genética sugiriendo la extensa zona
de fractura que denominó Rift Larsen.
Sin embargo, todavía no se sabe con exactitud su configuración tectónica, ni
los límites del movimiento, por lo tanto, en esta tesis se propone precisar este
modelo desde una mirada geofísica, para comprobar el modelo de González-
Ferrán (1985).
Figura 3: Mapa esquemático que muestra los Rifts activos y los centros volcánicos en la actualidad
(modificado de González-Ferrán, 1985). Centros volcánicos activos: D: Deception; E: Penguin; B:
Bridgeman; PA: Paulet; C: Coley; SN: Seal Nunataks; A: Argo.
4
De este modo, y también basándose en los análisis de esfuerzos de González-
Casado (2000), es que se busca comprender el origen de la actividad volcánica
del noreste de la Península Antártica, comprobando la existencia de los llamados
Larsen y Prince Gustav Rift, para generar un nuevo modelo que comprenda los
límites y dinamismo de la tectónica de éstos, definiéndolo (o no) como una
extensión (ramificación) del régimen transcurrente del sur de la Placa Scotia, el
cual puede generar extensión y producir estos Rifts, así el fin de este trabajo es
aportar a la comunidad de geología marina, un mejor entendimiento del
dinamismo tectónico de la Península Antártica.
1.2 Hipótesis
Conociendo el mecanismo de extensión de la cuenca de Bransfield, producto
del movimiento transcurrente sinestral entre el contacto de las Placas Antártica y
Scotia que se explica por el modelo de González-Casado (2000), y teniendo la
incógnita del dinamismo tectónico que genera los volcanes de isla Paulet, Cape
Purvis, Coley, Argo y Seal Nunataks; la hipótesis que se presenta es la siguiente:
La actividad volcánica al este de la Península Antártica asociada a los rifts de
Larsen y Prince Gustav (González-Ferrán, 1985), estaría reflejada en un
adelgazamiento cortical determinado por anomalías geofísicas gravimétricas y
magnéticas, y son generados por la extensión NO-SE producto del régimen
transcurrente de carácter sinestral del límite sur de la Placa Scotia (González-
Casado, 2000).
1.3 Objetivos
1.3.1 Objetivo general
Comprender el origen de la actividad volcánica del noreste de la Península
Antártica a través de la generación de un modelo geodinámico de los Rifts de
Larsen y Prince Gustav.
5
1.3.2 Objetivos específicos
1.- Identificar un adelgazamiento cortical de las zonas de Rifts e interpretar las
anomalías geofísicas presentes en la zona.
2.- Definir límites de fallas transcurrentes y tensores de esfuerzo en las zonas de
Rifts.
3.- Modelar perfiles de corteza con datos magnéticos y gravimétricos
determinando las profundidades de cámaras magmáticas
4.- Construir un nuevo esquema geodinámico del noreste de la Península
Antártica.
1.4. Ubicación
El área de estudio se ubica en la zona noreste de la Península Antártica
(también llamada Tierra de O'Higgins en Chile), dentro del mar de Weddell,
aproximadamente entre las latitudes 63° y 65°S, y las longitudes 60° y 55°W
(Figura 4). Se ubica en la parte occidental del continente Antártico, siendo parte
del Territorio Antártico Chileno, con una superficie de 1.250.257,6 km². Abarca
las islas Shetland del Sur, la isla Alejandro I, la isla Charcot, y parte de la Tierra
de Ellsworth, entre otras. El estrecho de Bransfield posee unos 40 km de ancho
y una dorsal submarina de unos 300 km de largo.
Figura 4: Mapa de la Península Antártica. Sistema de referencia de coordenadas WGS 84 zona 21S.
6
CAPÍTULO II
2. MARCO TEÓRICO
2.1 Marco Tectónico
La evolución geológica de la Península Antártica comenzó con el
desmembramiento de Gondwana durante el Jurásico Inferior y ha presentado en
su occidente subducción de >200 Ma (Barker et al. 1991), y durante el Jurásico
y el Cretácico inferior, las tres Placas Pacífico, Farallón y Fénix pudieron haber
formado un triple sistema (Larson & Chase, 1972).
Hace unos 105 Ma un segmento de la dorsal Pacífico-Fénix colisionó con la
fosa oceánica en el área del margen antártico, después se desplazó hacia el
noreste, lo que resultó en el reemplazo sucesivo de la dorsal Pacífico-Fénix por
segmentos pareados de la dorsal Pacífico-Antártica y Antártica-Fénix (Cande et
al. 1982). Como consecuencia, grandes partes de la corteza oceánica producidas
por la dorsal Pacífico-Fénix fueron agregadas a la Placa Antártica hace
aproximadamente 47 Ma y la Placa Fénix (también llamada Placa Aluk) ha
empezado a subducirse bajo el actual estrecho de Bransfield (Barker, 1982).
Los movimientos convergentes de las Placas de Antártica occidental durante
el Cretácico superior y el Cenozoico (Figura 5) son de 110-121 mm/año,
aumentando de norte a sur, desde la Placa Fénix hasta la Península Antártica,
entre 83,0–67,7 Ma. La dirección calculada de la subducción es de 93º en
60ºS/60ºW, indicando ser bastante oblicua en el norte de la península en ese
periodo (McCarron & Larter, 1998). Este tipo de subducción probablemente
resulta de una deformación controlada por componentes de contracción y
movimiento lateral de la Placa superior (Tikoff & Teyssier, 1994).
7
Figura 5: Movimientos esquemáticos de las Placas y sus límites en el pacífico sur hace 100 Ma (en a) y 60
Ma (en b) (Extraído de Barker, 1982).
La Placa Scotia se formó en el Eoceno medio con la apertura del pasaje de
Drake, separando a Sudamérica y la Antártica (Livermore et al. 2005) y
generando corteza perteneciente a la Placa Scotia entre ellos.
En la figura 6 se aprecia una reconstrucción de la Placa Fénix siendo
subducida bajo la Península Antártica (Larter and Barker, 1991), cuyos
segmentos de la dorsal Antártica-Fenix (ANT-PHO) chocaron con la península en
diferentes tiempos, 50 Ma en la zona sur de la isla Alexander, y 4 Ma
directamente en la zona de fractura Hero (Barker, 1982). La convergencia de la
Placa Fénix y la Placa Antártica a lo largo de esta zona de subducción cesó hace
4 Ma (Barker et al. 1991), cuando el centro de expansión de la Placa de Fénix
(dorsal Aluk) se volvió inactivo, y comenzó el proceso de apertura del Rift de
Bransfield. Actualmente el régimen convergente se mantiene entre la zona de
fractura Shackleton, al noreste y la zona de fractura Hero, al suroeste.
8
Figura 6: Reconstrucción del régimen tectónico del Sureste Pacífico y la Península Antártica hace 20 Ma.
NAZ = Placa Nazca, PHO = Placa Fénix, Alex = Alexander Island, Anv = Anvers Island. (Extraído de Larter
and Barker, 1991).
Tras el cese de la subducción, comenzó un episodio tectónico de tensión, esto
se caracterizó originalmente por el desarrollo de fracturas longitudinales,
movimientos verticales y fallas de gravedad que, finalmente, dieron a luz al
Estrecho de Bransfield, con una velocidad aproximada de apertura de 2.5-7.5
mm/año durante los últimos 2 Ma, basándose en el desplazamiento de las islas
Shetland del sur hacia el noroeste, y la cantidad de corteza oceánica formada
9
durante la apertura del Bransfield (Henriet et al. 1992). El proceso de apertura de
la cuenca de Bransfield comenzó hace 4 Ma, cuando la convergencia entre las
Placas Fénix y Antártica terminó y el hundimiento pasivo de la Placa Fénix dio
lugar a un slab roll-back (Figura 7) (Maldonado et al. 1994: Lawver et al. 1996).
Datos sísmicos sugieren una convergencia activa a lo largo de la fosa oceánica
al noroeste de las islas Shetland, y los focos de los terremotos permiten
asociarlos con una subducción lenta de litósfera joven, procesos de quiebre y
separación (Rifting), volcanismo activo y márgenes transcurrentes de Placas
(Robertson et al. 2002).
Adyacente al extremo norte de la Península Antártica, dos sistemas principales
transformantes forman un segmento altamente irregular del límite entre las
Placas de Scotia (latitud 50º a 61ºS) y de Antártica. Estas transformaciones
incluyen el sistema transtensional sinestral del límite sur de la Placa de Scotia
(Forsyth, 1975; Pelayo y Wiens, 1989; Barker et al. 1991). Cuando cesó la
propagación del lecho marino a lo largo del Drake Rise, la Placa Fénix se
amalgamó con la Placa Antártica, lo que provocó que toda la zona de fractura
Shackleton comenzara a adaptarse al movimiento relativo Antártica-Scotia
(Barker, 1982).
Lawver et al. (1996) sugirió un modelo tectónico en el que el movimiento
sinestral, determinado por mecanismos focales de sismos y análisis de fallas,
entre las Placas de la Antártida y de Scotia, podría estar causando una extensión
oblicua del margen continental de la Península Antártica, que generaría el
régimen extensional de Bransfield y definió el bloque tectónico de Shetland del
Sur. Esta extensión está empujando la Placa Fénix hacia el noroeste y produce
compresión en el bloque de islas Shetland del Sur.
10
Figura 7: Ejemplificación de slab roll-back, producido por esfuerzos extensionales (Niu, 2014).
La figura 8 muestra un esquema de tectónica de Placas actual (Galindo-
Zaldívar et al. 2002), donde se aprecian los contactos entre las Placas que
dominan la zona, con el límite transcurrente sinestral entre la Placa Scotia y Placa
Antártica. También se aprecia la subducción activa entre la zona de Fractura Hero
al sur y Shackleton, al norte, ambas al occidente de las islas Shetland del Sur. El
Rift de Bransfield se relaciona como una ramificación del límite sur de la Placa
Scotia. La isla James Ross se ubica a trasarco del arco magmático Mesozoico
de la Península Antártica (del Valle y Scasso 2004).
En la isla James Ross se ubica la denominada “Faja de Dreadnought” con
orientación SO-NE, que representa una serie de fallas paralelas al Grupo
Volcánico isla James Ross. Se sugiere que esta faja ejerció un control estructural
diastrófico-magmáticos del Neógeno en la isla James Ross (Strelin et al. 1992).
11
Figura 8: Configuración tectónica en contacto Placa Scotia con Placa Antártica. 1, Zona de fractura inactiva;
2, zona de fractura activa; 3, falla transformante o transcurrente; 4, subducción inactiva o falla inversa; 5,
subducción activa; 6, extensión; 7, ejes activos de extensión; 8, ejes inactivos de extensión; 9, límite entre
corteza continental-oceánica. FZ, zona de fractura; APR, dorsal Antárctica-Fénix; WSR, dorsal Scotia
Occidental; PB, Cuenca de Powell; SOM, Microcontinente Orkney del Sur; JB, Cuenca de Jane; DB, Margen
Discovery; HB, Margen Herdman (Modificado de Galindo-Zaldívar et al., 2002).
2.2 Marco Geológico
La geología de la Península Antártica puede dividirse en seis grandes
unidades (Figura 9), un basamento metamórfico; rocas sedimentarias del
Paleozoico-Triásico; rocas sedimentarias del Jurásico-Cenozoico; rocas
intrusivas sin metamorfismo; rocas volcánicas del Jurásico-Paleógeno; y rocas
volcánicas alcalinas del Neógeno-Reciente.
Rocas sedimentarias del Paleozoico-Triásico: la unidad sedimentaria más
antigua de la península, compuesta por areniscas y lutitas de un origen turbidítico
con procedencia de arco continental, al sur de Palmer Land, depositadas en una
cuenca tras-arco del Pérmico (Laudon, 1991).
Rocas sedimentarias del Jurásico-Cenozoico: secuencia de abanicos aluviales,
predominantemente conglomerados y turbiditas del grupo LeMay, el estrato más
antiguo de la isla alexander (Thomson y Tranter, 1986).
12
Rocas intrusivas sin metamorfismo: rocas plutónicas máficas a félsicas con una
afinidad calcoalcalina (Leat et al. 1995) del Cretácico medio.
Rocas volcánicas del Jurásico-Paleógeno: rocas volcánicas de composiciones
basalto-riolitas, que son asociadas al Antarctic Peninsula Volcanic Group
(Thomson & Pankhurst, 1983) y correlacionable al grupo volcánico Chon Aike,
definido por Burton-Johnson (2015).
Rocas volcánicas alcalinas del Neógeno-Reciente: rocas volcánicas alcalinas,
representan un cambio en el entorno eruptivo de la subducción a regímenes
extensionales (Saunders, 1982). Aflora en las islas Shetland del Sur, isla James
Ross e isla Alexander.
Figura 9: Mapa geológico de la Península Antártica completo (arriba), que muestra la distribución de las
principales litologías, rectángulo negro indica el área de estudio. Modificado de Burton-Johnson (2015) y
Riley et al. (2011).
13
El volcanismo activo que identifica a la zona norte de la Península Antártica
está representado por las islas Decepción, Pingüino, Bridgeman y varios centros
volcánicos submarinos tales como Cape Purvis, Paulet Is. y Seal Nunataks
(Figura 10), los cuales presentan varias características inusuales, donde algunos
son indicativas de lavas de arco de islas y otros de basaltos de fondo oceánico.
Los magmas en Deception y Bridgeman parecen haber sido generados a través
de una fusión relativamente superficial del manto, lo que indica una etapa de
transición entre el magmatismo de la cordillera calcoalcalina y MORB (Tarney,
1977). Esto sería coherente con un modelo de diapirismo que divide el volcán
durante las etapas iniciales de un episodio de expansión de tras-arco. La isla
Penguin representa la fase más alcalina generada durante el proceso de ruptura,
todavía activa en la actualidad (Parra, 1984).
Figura 10: Centros volcánicos indicados en color rojo, con sus respectivos nombres (Extraído de Kraus,
2010).
14
Comparando la composición petrológica, las rocas volcánicas que conforman
a los volcanes Cape Purvis y Paulet Is. (Figura 11) se consideran parte de la
misma provincia volcánica que el grupo volcánico basáltico de la isla James Ross,
que en sus siglas en inglés se representa como JRIVG (Grupo Volcánico isla
James Ross) (Smellie, 2006b).
A unos 100 km al suroeste de la zona JRIVG, afloramientos pertenecientes al
Grupo Volcánico Seal Nunatak (SNVG) que emergen de la plataforma de hielo
denominada Larsen (del Valle et al., 1983; González-Ferrán, 1983a). Son rocas
de la época del Plio-Pleistoceno (Rex, 1972) que comprenden centros
monogenéticos construidos por lavas y diques de almohadas, y en una
proporción más pequeña por tefra hidrovolcánica y lavas subaéreas (Smellie,
1999). De la misma manera que el JRIVG, las rocas SNVG están compuestas
por basaltos alcalinos (Hole, 1988, 1990; Saunders, 1982). Las rocas basálticas
pertenecientes a SNVG comprenden un vínculo genético con JRIVG, sugiriendo
la existencia de una zona de Rift paralela al margen de la Península Antártica
denominado Larsen Rift (González-Ferrán, 1985).
Figura 11: Distribución de las islas volcánicas a lo largo del Prince Gustav Rift (González-Ferrán, 1985).
15
La región a lo largo de la Península Antártica que comprende la JRIVG,
corresponde a rocas volcánicas alcalinas del Neógeno-Reciente, que registran
un cambio en el entorno eruptivo de la subducción a los regímenes extensionales
actuales (Saunders, 1982). La máxima exposición de estas rocas se encuentra
en las Islas Shetland del Sur, alrededor de la Isla James Ross, en la Isla
Alexander y en la Isla Dundee (Figura 11), e indican un régimen volcánico
extensional generalizado como en el resto de la Antártida Occidental (González-
Ferrán, 1982; Smellie, 1987).
Cabe destacar que la formación del arco volcánico de JRIVG, se ha explicado
como una consecuencia de un flujo astenosférico introducido por el slab roll-back,
en la corteza adelgazada asociado a la extensión terciaria tardía del Cretácico
tardío. Los basaltos del JRIVG muestran similitud composicional con los OIB
(basaltos de islas oceánicas) (Smellie 1987). Tal origen contrasta con el origen
de basaltos alcalinos de composición similar en otros afloramientos del Mioceno
tardío y más jóvenes en la Península Antártica, que se formaron después del
cese de la subducción (Hole et al. 1991-1992-1995). Alternativamente, los diques
del Mio-Pleistoceno de la Isla Vega que se han caracterizado geoquímicamente
como que muestran luz en relación con el enriquecimiento de elementos de
tierras raras pesadas (LRRE en relación con HREE) (Salani, 2005).
Nuevos datos geoquímicos obtenidos por Košler et al. (2009), señalan la
importancia del control tectónico durante la formación de las rocas volcánicas
alcalinas en JRIVG, demuestran que la presencia del manto enriquecido en lavas
tras-arco de James Ross Is. y su falta de rocas magmáticas encontradas al oeste
de la Península Antártica es consistente con el modelo extensional de Hole et al.
(1995).
Kraus et al. (2013) ha tomado muestras de basaltos y andesitas pertenecientes
a Cape Purvis, Paulet Island y Seal Nunataks, y las ha analizado químicamente
para distinguir las series magmáticas, según la relación del contenido de
minerales alcalinos (Na2O y K2O) vs el contenido de silicatos (SiO2), y ha
16
graficado las muestras en el diagrama TAS (Total Alkali Silica) en la figura 12.
Muestra composiciones basalto alcalinas, correspondientes a la serie alcalina,
que son típicos de Rift continentales y hot-spots.
Figura 12: Diagramas TAS que muestran bloques de roca (símbolos rojos) representados frente a
composiciones de vidrio (símbolos azules) de Larsen Rift (B). Kraus et al. (2013).
Ghidella et al. (2013) obtuvo una distribución espacial de cuerpos volcánicos
en el sector central de la isla James Ross hasta tres kilómetros de profundidad,
identificando también dos extensas fajas de debilidad estructural en la corteza,
asociándolas a las vías primarias de conducción del magma durante el
diastrofismo que generó el volcanismo de la isla James Ross durante el neógeno.
Han sido identificado al menos 50 efusiones volcánicas en la mayoría de las
islas del canal Prince Gustav, que corresponden a depósitos hidrovolcánicos
producto de pequeños centros efusivos monogenéticos. Han sido preservadas
como deltas de lavas y conos de cenizas en menor proporción (Smellie et al.
2008).
17
2.3 Marco Geofísico
El campo gravimétrico y magnético de la tierra son propiedades claves que
dominan la física planetaria. La geofísica utiliza estos campos mediante métodos
que se usan para determinar cuerpos y estructuras en la profundidad de la
corteza, y los campos se estudian en conjunto para complementar información y
poder estimar cómo se comporta el subsuelo de manera más fidedigna,
especialmente en zonas de difícil acceso, y donde es necesario conocer la
geología a profundidad.
2.3.1 Método Gravimétrico
La gravimetría es un método de exploración geofísica en el cual miden las
variaciones verticales en el campo gravitacional de la tierra (Figura 13),
dependiendo del contraste de densidad de los cambios litológicos y/o
estructurales de cuerpos rocosos del subsuelo (Telford et al. 1990; Pérez, 2017).
Se requieren distintas correcciones, que se detallarán más adelante, para poder
determinar e identificar el cuerpo anómalo que produce un contraste de densidad
con el medio circundante.
La gravedad puede ser medida de forma absoluta o relativa. Las absolutas se
determinan mediante la medición de la aceleración de una masa en caída libre.
En cambio, la relativa se basa en cuantificar el cambio de longitud de un resorte
unido a una masa puntual, que varía dependiendo del punto geográfico de
medición, determina la gravedad relativa, que da la diferencia de gravedad entre
el punto de observación y la estación tomada como base (Parasnis, 1970).
18
Figura 13: Magnitudes y direcciones del campo gravitacional terrestre, que es aproximadamente vertical,
con una pequeña variación de fuerza entre los polos y el ecuador. Extraído de Lillie (1999).
2.3.1.1 Mediciones de gravedad y correcciones
La gravedad observada en la superficie de la tierra no basta para poder
identificar los cuerpos anómalos. Las mediciones de estos se ven afectadas por
diversos factores que se sobre imponen y encubren las anomalías buscadas, ya
que la Tierra no es perfectamente homogénea ni esférica, la atracción
gravitacional no es la misma en la superficie terrestre. Se busca remover los
efectos no deseados en la gravedad medida, que corresponden a cambios en la
latitud, mareas terrestres, elevación del punto de medición, topografía del terreno,
y deriva instrumental. Con la eliminación de estos efectos mediante correcciones
detalladas a continuación, se llevan los datos de gravedad a una superficie
equipotencial de referencia como el geoide (Telford et al. 1990).
El campo gravitatorio de la Tierra está referido a un elipsoide de rotación,
modelo de referencia estandarizado del valor de gravedad que se espera en
algún punto de la Tierra (Dobrin y Savit, 1988). Se trabajó con la fórmula de 1984
(WGS84) tomada de la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica, donde 𝑔0
representa la gravedad teórica en la latitud del punto de observación:
19
𝑔0 = 9,7803267714 ×(1 + 0,00193185138639𝑠𝑒𝑛2ɸ)
√(1 + 0,00669437999013𝑠𝑒𝑛2ɸ)
Donde ɸ es latitud geográfica.
Corrección por Deriva instrumental
A medida que pasa el tiempo, y a causa del desgaste de los resortes al interior
del gravímetro, las mediciones de este pueden variar dentro de una misma
estación. La corrección por deriva es la variación de los valores de gravedad en
función del tiempo, que se arregla mediante curvas de gravedad en función del
tiempo, y así determinar los intervalos en donde se puede adquirir los datos.
Posteriormente se aplica la corrección por deriva instrumental a cada valor
obtenido en cada estación (Medreros, 2009). Mediante la siguiente ecuación se
calcula la corrección por deriva:
Deriva = (Lect inicial (base) – Lect final (base)) / t
Donde t es el tiempo transcurrido de la adquisición en minutos.
La lectura corregida por deriva de cada estación se obtiene a través de la
siguiente ecuación:
Lect estación (corregida) = Lect estación + Deriva × t
Donde t es el tiempo transcurrido entre la lectura inicial (Estación Base) y la
lectura tomada en cada una de las estaciones. Luego de realizar esta corrección
se observa como las medidas tomadas en una misma estación a diferentes horas
son iguales (Medreros, 2009).
Movimientos de la Tierra con respecto al sol y la luna, generan variaciones
sobre el campo gravitatorio terrestre, con cambios cíclicos diurnos, semestrales
y anuales, que dependen de la ubicación geográfica del punto de observación. El
efecto de estar fuerzas gravitatorias, generan oscilaciones en las aguas hacia
(3.1)
(3.2)
(3.3)
20
arriba y abajo, que también están afectadas por la atracción lunar. Los cambios
están sujetos a variaciones causadas por las fuerzas atractivas de la interacción
entre la Tierra, el Sol y la Luna (Lillie, 1999). El intervalo es de 0,3 mGal (Dobrin,
1961). Estos efectos pueden ser calculados exactamente en función del tiempo,
que ya viene incluida para efectos de este trabajo.
Corrección por Latitud
La gravedad de la Tierra como su forma varían dependiendo de la latitud del
punto de observación. La aceleración de gravedad cambia desde el ecuador, con
9,78 m/s2 a 9,83 en los polos. Esto es debido a esto es debido a la rotación
terrestre, que aumenta la aceleración centrífuga en el ecuador (mayor radio
terrestre) y el achatamiento de los polos, en donde la aceleración disminuye
(Lillie, 1999).
En las mediciones gravimétricas las variaciones van en el orden de menos de
una millonésima de la gravedad normal, por lo que estas condiciones y el
conocimiento de la velocidad angular de rotación (ɷ) y la masa total (M) de la
Tierra conllevan al modelo de forma y gravedad WGS84 (World Geodetic System
1984) usado actualmente para la reducción de mediciones gravimétricas (figura
14). Es necesario corregir la gravedad por latitud del punto de medición, por lo
tanto, los datos de gravedad adquiridos se referencian con coordenadas
geográficas.
21
Figura 14: Superficie equipotencial del campo gravitatorio de la tierra, de radios ecuatorial (a) y polar (b), el
vector gravedad (g) es perpendicular a ella. ɸc y ɸ son las latitudes geocéntrica y geográfica respectivamente.
Extraído de Pérez (2017).
Corrección por Aire Libre
Además de considerar la variación en la latitud, se toma en cuenta la ubicación
del punto de observación, que se encuentra a una altura h sobre el nivel del mar,
es decir, a una distancia h más lejos del centro de la Tierra, por lo que la
corrección de aire libre busca eliminar el efecto de esta altura. La intensidad de
la gravedad disminuye a medida que aumenta la altura sobre la superficie
terrestre.
𝐹𝐴𝐶 = ℎ × (0,308 𝑚𝐺𝑎𝑙/𝑚)
Donde 𝐹𝐴𝐶 es la corrección de aire libre en mGal, y h es la elevación de la
estación sobre el nivel del mar en metros.
La anomalía de aire libre (∆𝑔𝑓𝑎) es la gravedad observada, corregida por la latitud
y la elevación de la estación:
∆𝑔𝑓𝑎 = 𝑔 − 𝑔𝑡 + 𝐹𝐴𝐶
Donde ∆𝑔𝑓𝑎 es la anomalía de aire libre y g es la aceleración de gravedad
observada en la estación. Cabe destacar que sustrayendo la gravedad teórica
(𝑔𝑡) de la gravedad observada es la corrección por latitud, y sumando la
corrección de aire libre (𝐹𝐴𝐶) adhiere la gravedad perdida por la latitud (Lillie,
1999)
(3.4)
(3.5)
22
Cabe destacar que, los datos obtenidos mediante cruceros, no se aplica esta
corrección ya que la altura (ℎ) es cero al nivel del mar.
Corrección de Bouguer
La gravedad también puede ser afectada por el efecto de atracción de la masa
del cuerpo rocoso que se encuentra entre el punto de observación y el nivel medio
del mar, por lo que la corrección de Bouguer busca sustraer este efecto,
aproximando la masa como un modelo de lámina horizontal de dimensiones
infinitas y de densidad uniforme, con un grosor (ℎ) equivalente a la elevación del
punto de observación.
𝐵𝐶 = 2𝜋𝜌𝐺ℎ
Donde 𝐵𝐶 es la corrección de Bouguer en mGal, 𝜌 es la densidad del bloque
en g/cm3, 𝐺 la constante gravitacional universal y ℎ el grosor del bloque en metros
(elevación de la estación). Sustituyendo los valores de 𝐺 y 2𝜋 en la ecuación
(3.6), el valor de la corrección de Bouguer queda como:
𝐵𝐶 = 0,0419𝜌ℎ
Figura 15: Corrección de Bouguer en tierra (a) y en mar (b). a) en tierra la densidad del bloque se toma como
+2,67 g/cm3 y su grosor es equivalente a la elevación de la estación. b) en mar, la reducción de densidad
es -1,64 g/cm3 y es la diferencia entre el agua de mar (𝜌𝑤 = 1,03 g/cm3) y la base rocosa (𝜌𝑐 = 2,67 g/cm3),
el grosor del bloque es la profundidad del mar. Modificado de Lillie (1999).
(3.6)
(3.7)
23
La anomalía de bouguer (𝛥𝑔𝑏) puede mirarse de dos puntos de vista: sobre
tierra y sobre el mar. Para el primer caso, resulta sustrayendo el efecto de la
lámina infinita de la anomalía de aire libre, asumiendo para la corrección de
bouguer (𝐵𝐶) una densidad (𝜌) de 2,67 [g/cm3] típica del granito y una altura (ℎ)
en metros (Lillie, 1999):
𝐵𝐶 = 0,0419𝜌ℎ = 0,0419 × 2,67𝑔
𝑐𝑚3× ℎ = 0,112
𝑚𝐺𝑎𝑙
𝑚× ℎ
𝛥𝑔𝑏 = 𝛥𝑔𝑓𝑎 − 𝐵𝐶 = 𝛥𝑔𝑓𝑎 − 0,112𝑚𝐺𝑎𝑙
𝑚 × ℎ
Para el caso de áreas cubiertas de agua, que es el caso para los cruceros de
este trabajo, de la anomalía de Bouguer de calcula en la superficie del mar, y es
exactamente la misma que la anomalía de aire libre, ya que la elevación del punto
de observación (ℎ) es cero. Para este caso se aplica una corrección de Bouguer
a nivel del mar (𝐵𝐶𝑠) especial, ya que se conoce la densidad del agua (𝜌𝑤 = 1,03
[g/cm3]), y se asume una “capa de concreto” para llenar el océano (𝜌𝑐 = 2,67
[g/cm3]). Se puede ver como una lámina infinita equivalente a la profundidad del
mar (ℎ𝑤) y con densidad la diferencia entre el agua y el “concreto” (Lillie, 1999):
𝐵𝐶𝑠 = 0,0419𝜌ℎ = 0,0419 × (𝜌𝑤 − 𝜌𝑐) × ℎ𝑤 = 0,0419 × (−1,64𝑔
𝑐𝑚3) × ℎ𝑤
𝐵𝐶𝑠 = −0,0687𝑚𝐺𝑎𝑙
𝑚× ℎ𝑤
La corrección de Bouguer al nivel del mar se sustrae a la anomalía de aire libre
y se genera la anomalía de Bouguer a nivel del mar (𝛥𝑔𝐵𝑠).
𝛥𝑔𝐵𝑠 = 𝛥𝑔𝑓𝑎 − 𝐵𝐶𝑠 = 𝛥𝑔𝑓𝑎 + 0,0687𝑚𝐺𝑎𝑙
𝑚× ℎ𝑤
(3.8)
(3.9)
(3.10)
(3.11)
(3.12)
24
Figura 16: Parámetros estándares usados para calcular las anomalías en tierra y en mar. 𝐹𝐴𝐶 = corrección
de aire libre; 𝐵𝐶 = corrección de Bouguer; 𝐵𝐶𝑠 = corrección de Bouguer en mar, ρ = densidad de reducción;
ℎ = elevación y ℎ𝑤 = profundidad del mar en metros. Modificado de Lillie (1999).
Corrección Bouguer completa
Normalmente la anomalía de Bouguer simple es suficiente para aproximar
poca masa sobre el punto de observación, pero para áreas más “rugosas”, el
efecto de las montañas cercanas se corrige con la corrección Bouguer completa,
o topográfica (𝑇𝐶). Se emplea para eliminar la atracción de las masas que se
encuentran por debajo de la estación. Esta corrección siempre se suma a la
anomalía de Bouguer simple y se genera la anomalía de Bouguer completa
(Lillie, 1999).
𝛥𝑔𝐵𝑐 = 𝛥𝑔𝐵 + 𝑇𝐶
2.3.2 Método Magnético
La Tierra posee un campo magnético que varía en fuerza y dirección
dependiendo de la ubicación geográfica del observador, a diferencia de la
aceleración de gravedad, cuyo campo es casi perpendicular a la superficie
terrestre. El campo magnético tiene un valor de 30.000 nT en el ecuador y 60.000
nT en los polos, debido a movimientos de metales líquidos al interior del núcleo,
que hacen que se comporte como un dipolo axial magnético (Lillie, 1999).
(3.13)
25
El método magnético toma uso de este campo para típicamente en la
localización de yacimientos minerales, pero también se emplea para identificar
geométricamente cuerpos mineralizados y estructuras geológicas que generen
un valor anómalo en magnetización. Estas anomalías que se ubican en la corteza
están siendo inducidas por el campo natural de la Tierra. Llegando a cierta
profundidad, las rocas están demasiado calientes como para retener
magnetización, esto es llamado como la Temperatura de Curie (Lillie,1999).
2.3.2.1 Campo Magnético
El 98% del campo magnético se origina por el movimiento del metal líquido del
núcleo interno, y posee vectores que presentan características únicas, que varían
en fuerza y dirección dependiendo del punto de observación. La fuerza cambia
desde unos 30.000 nT en el ecuador con una componente casi horizontal a
60.000 nT en los polos, siendo casi vertical (Figura 17). El restante 2% tiene un
origen solar (Lillie,1999).
En este estudio, las mediciones serán en sistema m.k.s, con la unidad del
campo magnético en Tesla (1 [T] = 1 [N][m-1][A-1], 1 [gamma] = 1 [nT]) (Dobrin,
1961).
Figura 17: Magnitudes y direcciones del campo magnético terrestre, que muestra una fuerte variación en
polos y ecuador. Modificado de Lillie (1999).
26
La intensidad del campo magnético posee una componente vectorial “H” que
señala al norte magnético (Figura 18) y se proyecta horizontalmente
aproximadamente al norte geográfico. Tiene una desviación “D” del norte
geográfico, que se denomina declinación magnética (Medreros, 2009). El ángulo
entre la componente de la intensidad y la horizontal se denomina inclinación “I”,
que en el norte magnético es de +90°, en el sur magnético de -90° y en el ecuador
es de 0°. La intensidad se representa con un vector “F” que se descompone en
un vector horizontal “H” y uno vertical “Z”
Figura 18: Intensidad del campo magnético terrestre (Extraído de
http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen2/ciencia3/066/imgs/f40p101.gif (2009).
2.3.2.2 Susceptibilidad Magnética
Mediante la prospección magnética, se busca modelar la distribución de rocas
en profundidad, ya que estas son polarizadas mediante el campo magnético
externo (𝐻), adquiere una intensidad de imantación (𝐽) que es proporcional al
campo aplicado, y depende de la capacidad de la roca a ser imantada que se
conoce como susceptibilidad magnética.
𝐽 = 𝑘 × 𝐻
Donde 𝑘 representa la susceptibilidad magnética, que es adimensional
(Lillie,1999).
(3.14)
27
La magnetización en un cuerpo puede ocurrir de forma inducida
temporalmente por el campo magnético terrestre de ambiente, que toma la
misma magnitud y dirección, dependiendo de la susceptibilidad del cuerpo y
cuando este se quita, la magnetización desaparece. También puede ocurrir de
manera remanente, que es donde el cuerpo posee ciertos minerales (como
magnetita) que, al momento de su formación, estos quedan con la orientación del
campo magnético de su tiempo (Lillie, 1999).
La anomalía magnética total (∆𝐹) se puede calcular restando la magnitud del
campo magnético de ambiente (𝐹𝑎𝑚𝑏) en la región en particular de estudio, de la
magnitud de campo magnético total (𝐹) (Lillie, 1999).
∆𝐹 = 𝐹 − 𝐹𝑎𝑚𝑏
2.3.3 Sustracción de componentes regional y residuales
Los efectos gravitatorios y magnéticos de cuerpos con distintas densidades y
susceptibilidades anómalas respectivamente, que se encuentran tanto en
profundidad como más someros dan como resultado al mapa de anomalía de
Bouguer y magnético. Se pueden caracterizar dichas fuentes como regionales (o
profundas) que se generan a base de las características del basamento; y
residuales (o locales) debidas a cuerpos ubicadas a niveles intermedios o
superficiales. Diversos desarrollos matemáticos y analíticos son utilizados para
poder separar las dos componentes de la anomalía completa de Bouguer (ΔgBc),
y de la anomalía magnética (∆F) aunque de manera no tan sencilla. Debemos
tener en cuenta la geología de la zona para poder seleccionar la técnica más
adecuada para dicha separación (Ortega, 2014).
Para efectos de este trabajo, utilizando la técnica de la Transformada de
Fourier, a partir tanto de perfiles gravimétricos y magnéticos como grillas
bidimensionales y estimando el espectro de potencia de dichos datos, se busca
generar un modelo de las fuentes anómalas separadas, a partir de datos
(3.15)
28
geofísicos, estimando la profundidad de dichos cuerpos mediante el
conocimiento de la frecuencia.
Según la teoría (Lillie,1999; Reynolds, 1997; Telford, 1990; Nettleton, 1976) la
componente regional o profunda (∆greg, para la gravimetría y ∆Freg para la
magnetometría), genera anomalías con ondas de bajas frecuencias y/o
longitudes de onda larga que alcanzan mayor profundidad, asociados con
gradientes horizontales suaves (Figura 19); en cambio la componente residual
(∆gres, para la gravimetría y ∆Fres, para la magnetometría) con ondas de
longitudes intermedias alcanzando poca profundidad, y sus mapas son con
gradientes horizontales más abruptos (Ortega, 2014). La anomalía completa de
Bouguer (ΔgBc) se compone de estos dos elementos, al igual que la anomalía
magnética (∆F).
∆𝑔𝑐𝐵 = ∆𝑔𝑟𝑒𝑔 + ∆𝑔𝑟𝑒𝑠
∆𝐹 = ∆𝐹𝑟𝑒𝑔 + ∆𝐹𝑟𝑒𝑠
Figura 19: Comparación entre ondas con diferente longitud de onda. Las de mayor longitud de onda (λ1)
penetran la superficie a mayor profundidad alcanzando cuerpos de mayor masa y volumen. Longitudes
intermedias llegan hasta profundidades medias identificando cuerpos de menor volumen. Por último, las
ondas de menor longitudes penetran superficialmente identificando condiciones de ruido del suelo. Extraído
de Ortega (2014).
Para poder encontrar la anomalía regional, y poder estimar la profundidad del
cuerpo rocoso que genera esta anomalía (Spector y Grant, 1970), es necesario
sustraer la componente residual, a la anomalía completa de Bouguer y
(3.16)
(3.17)
29
magnética. Existen diversas maneras de lograr esto, pero específicamente se
aplica el filtro Gaussiano y el de Continuación hacia arriba, para los datos
gravimétricos y magnéticos respectivamente.
2.3.3.1 Filtro Gaussiano Regional/Residual
Filtro suave utilizado frecuentemente como un filtro pasa bajo o pasa alto, y así
definir que ondas se dejarán pasar o filtrar (Geosoft, 2007), cuya fórmula de
aplicación y gráfico (Figura 20) se observan a continuación:
𝐿(𝑘) = 1 − 𝑒−𝑘2
2𝑘02
Donde k0 es la desviación estándar de la función Gaussiana.
Figura 20: Filtro Gaussiano. Extraído de Geosoft (2007).
2.3.3.2 Continuación hacia arriba
Análisis utilizado para mejorar las respuestas de fuentes regionales con
mayores longitudes de onda; o remover el ruido, con mejores longitudes. Esto
lleva al plano de mediciones o de referencia a un plano más elevado. Este filtro
no produce efectos adversos considerables y no requiere otros filtros para
corregirlo (Geosoft, 2007). Se observa su fórmula de aplicación y su respectivo
gráfico (Figura 21) a continuación:
𝐿(𝑤) = 𝑒−ℎ𝑤
Donde h es la distancia del plano de observación a la que se realiza la
continuación, y w es el número de ondas
(3.18)
(3.19)
30
Figura 21: Continuación hacia arriba. Extraído de Geosoft (2007).
2.3.3.3 Análisis Espectral
Corresponde a un análisis en donde se transforman los datos del dominio
espacial al dominio de frecuencias, que se realiza mediante una transformada
bidimensional de Fourier. Se obtiene posteriormente un espectro radial. Este
último se representa gráficamente en logaritmo neperiano (Ln) y de donde se
seleccionan bandas de frecuencias que conserven una relación lineal para todos
sus datos (Toledo, 2018). Las pendientes de estas relaciones lineales son
proporcionales a la profundidad tope del cuerpo que genera anomalía que se
asocia a este rango de frecuencias (Spector y Grant, 1970), se representa en la
figura 22. Los cambios de pendientes de la recta se pueden asociar a números
de onda específicos que representan profundidades de las fuentes gravimétricas
y magnéticas, donde aquellas con mayor número de onda corresponden a
profundidades menores y con menor número de onda, a profundidades mayores.
La fórmula para estimar la profundidad (Z) es la siguiente:
𝑍 =𝑚
4𝜋
Donde Z es la profundidad tope de la fuente anómala y m es la pendiente de
la relación lineal.
(3.20)
31
Figura 22: Logaritmo natural del espectro de potencia de la transformada de Fourier, en función del número
de onda.
32
CAPÍTULO III
3. METODOLOGÍA
Para poder realizar un modelo geodinámico de la zona de estudio y evidenciar
las zonas de Rifts, se ocuparán metodologías geofísicas, como la batimetría, para
conocer con detalle la superficie del fondo marino; la magnetometría, para ver
anomalías magnéticas asociadas a pulsos magmáticos; y gravimetría, para así
determinar disminuciones en la densidad de la corteza producto del
adelgazamiento cortical.
Se presenta a continuación una tabla que organiza todos los datos geofísicos
que se usarán en este trabajo, con la fuente de adquisición de estos (Tabla 1) y
se detallará en su apartado correspondiente.
Tabla 1: Recopilación de datos geofísicos.
Fuente Método Geofísico
EMAGV2 Magnetometría
ADMAP2 Magnetometría
GEBCO_2020 Batimetría
GRACE Gravimetría
NBP0107 Batimetría multihaz
NBP0602A Batimetría multihaz, Gravimetría
NBP0003 Gravimetría
A modo de una mejor aproximación, se analizan los métodos geofísicos con
un enfoque global o macro, es decir, desde un análisis más amplio para
posteriormente realizar un análisis a detalle, utilizando batimetría, magnetometría
y la gravimetría, para así dilucidar de manera general alguna anomalía que
corrobore la existencia de las zonas de Rifts.
33
Los datos geofísicos han sido recopilados de diversos proyectos de estudios
anteriores referentes a nuestra zona de estudio, pero con un distinto enfoque al
de este trabajo, y se detallará cada apartado más adelante. A modo de resumen
en el mapa de la figura 23, se representa en polígonos de colores los datos
geofísicos recolectados para este trabajo. En el polígono amarillo están los datos
batimétricos, magnéticos y gravimétricos a una escala global (macro) y que
servirán para un primer vistazo a la incógnita, en morado gravimetría del crucero
NBP0602a y NBP0003, en rojo magnético de ADMAP, en azul batimetría del
crucero NBP0107, y en verde batimetría del crucero NBP0602A.
Figura 23: Resumen de recopilación de datos geofísicos en su respectiva localización, usadas en este
proyecto, Donde polígono amarillo representa el área global o macro con datos batimétricos, gravimétricos
y magnéticos; morado datos gravimétricos locales; rojo datos magnéticos locales; azul y verde datos
batimétricos multihaz de cruceros. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
Posteriormente se examinan con detalle zonas clave del área de estudio para
tener el análisis detallado que permitirá elaborar el mapa de esfuerzos con la
ubicación (de existir) de las zonas de Rift. Cabe mencionar que cada mapa
presente se ha construido mediante el software Qgis, de dominio libre, entre otros
34
programas mencionados en su apartado correspondiente. Todas las medidas
serán en base al sistema internacional (S.I.).
3.1 Datos geofísicos a escala global
Para un primer acercamiento que ayudará estudiar la zona, se define un área
que englobe a la Península Antártica, entre las latitudes -62° a -66°, y las
longitudes -53° a -63° (Figura 24). Se estudiarán las anomalías mediante mapas
y perfiles con métodos geofísicos distintos para cada uno: magnetometría y
gravimetría, en conjunto con la batimetría de la zona. La forma de captura de
datos es a través de prospección aérea, que presenta la ventada de la rapidez
de adquisición de datos, la posibilidad de eliminar efectos de las irregularidades
en el terreno por anomalías de bajo gradiente y por la dificultad de la zona que
en gran parte se encuentra cubierta de hielo y nieve.
La nomenclatura para cada perfil corresponde a perfil occidental (1) de 262 km
de longitud, y perfil oriental (2) de 267 km, como se señala en la figura 24. Ambos
perfiles atraviesan la Península Antártica perpendicularmente, desde el estrecho
de Bransfield al mar de Weddell, en sentido NO-SE. Estos perfiles representan
la posición de la extracción de los datos de las bases geofísicas regionales que
se indican en el siguiente apartado. Cabe destacar que el perfil 1 atraviesa a la
península Trinity y a la isla James Ross; y el perfil 2 al paso entre el trio de islas
D´Urville, Joinville y Dundee, con la península Trinity. Ambos perfiles atraviesan
los Rifts propuestos por González-Ferrán (1985).
35
Figura 24: Localización de los perfiles occidental (1) y oriental (2) a analizar en segmento color rojo, en la
isla James Ross se indica el perfil local (3). Puntos de color rojo representan los centros volcánicos activos
y lineamiento azul representa los sistemas de Rift propuestos por González-Ferrán (1985). Sistema de
referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
3.1.1 Datos y adquisición para datos batimétricos a escala global
Es esencial comprender la morfología del fondo marino para entender los
procesos que ocurren en sub-superficie, por lo que se requirió la batimetría de la
zona. Esta fue proporcionada por General Bathymetric Chart of the Oceans
(GEBCO Compilation Group, 2020) correspondiente al proyecto GEBCO_2020,
que provee una cobertura global en una grilla 1° x 1° con intervalo de 15 seg, de
43200 filas y 86400 columnas, dando 3732480000 puntos con información
(https://www.gebco.net/data_and_products/gridded_bathymetry_data/). La
cobertura global se visualiza en un mapa donde se selecciona el área de interés,
entregando la grilla. Se obtiene para la zona global que cubre toda la Península
Antártica.
(3)
36
3.1.2 Procesamiento para datos batimétricos a escala global
Con la grilla batimétrica descargada, se procede a ingresarla en el software
Mirone, con el fin de convertirla de grilla en formato “.nc” a “.grd” (surfer grid),
para poder visualizarla utilizando el software Fledermaus, en donde se generan
los mapas para los datos globales. Este se puede apreciar en el capítulo de
resultados, que da paso para entender y poder identificar las estructuras y
morfologías asociadas al régimen extensional. Para la confección de los perfiles
a profundidad, se ocupan los datos de esta grilla.
3.1.3 Datos y adquisición para datos gravimétricos a escala global
Los datos gravimétricos a escala global (macro) usados para este estudio se
obtuvieron del modelo SatGravRET2014, que corresponde a la combinación del
Gravity Recovery and Climate Experiment (GRACE) y Gravity field and steady-
state Ocean Circulation Explorer (GOCE), mediante gravimetría satelital, con una
resolución de 130 km y 90 km respectivamente (Sheinert et al., 2016).
La compilación posee información de gravedad de todo el continente Antártico,
con 13 millones de datos, que cubrieron un área de 10000000 km2,
correspondientes al 73% de la cobertura del continente. La manera de
recopilación de datos fue mediante satélites, dando como resultado mapas de
anomalías de aire-libre y de Bouguer, disponibles públicamente, que permiten
derivar nuevos modelos de gravedad terrestre. Estos mapas proporcionan una
herramienta para investigar la estructura litosférica a escala continental y la
evolución geológica de la Antártica (Sheinert et al., 2016).
Los datos de anomalía de aire-libre y Bouguer, para la región de la Península
Antártica han sido descargados del sitio web de PANGAEA
(https://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.848168), en donde se obtiene un
archivo “.tab” con parámetros adjuntos en anexo 1.
37
3.1.4 Procesamiento para datos gravimétricos a escala global
El mapa de anomalía de Bouguer se generó mediante el software Oasis Montaj
(Geosoft Inc., 2007) ingresando los datos y transformándolos a una grilla, por el
método de Mínima Curvatura, donde se seleccionaron los datos
correspondientes netamente a la zona de estudio (Figura 24), utilizando la
columna de longitud, latitud y de anomalías de Bouguer en mGal. En el mapa
gravimétrico con la anomalía de Bouguer se muestran la ubicación de los perfiles
(miligal = 10–5 m/s2). La base de datos posee coordenadas de latitud y longitud
en grados, que se transformaron en proyección UTM Zona 21S, datum WGS84,
mediante el uso del mismo programa.
Es importante señalar que ara el cálculo de la anomalía de Bouguer completa,
se tomaron en cuenta todas las discontinuidades de densidades estándares, de
2670 kg/m3 para roca, 917 kg/m3 para hielo y 1025 kg/m3 para agua (Sheinert et
al. 2016), por lo que los datos están corregidos desde un principio.
Mediante la extensión MAGMAP de Oasis Montaj (Geosoft Inc., 2007), se
genera el espectro de potencia (Figura 25) para luego realizar el filtrado de la
anomalía, que compara el logaritmo natural (P-Espectro de potencia) versus el
número de onda (rad/km). La razón de esto es para buscar poder separar cada
componente de la anomalía de Bouguer. Con la opción Interactive filtering, se
prepara la grilla para ser procesada y aplicarle la transformada rápida de Fourier
(Forward FFT), para dar paso a Interactive Spectrum Filters, donde se utilizó el
filtro Gaussiano y desviación estándar 0.02437. Esto da como resultado a la
componente residual, que se resta a la anomalía completa para obtener la
componente regional aplicando la fórmula (3.16).
38
Figura 25: Espectro de potencia de la anomalía de Bouguer de datos globales, calculada mediante Oasis
Montaj.
Los cambios de pendientes de la recta se pueden asociar a números de onda
específicos que representan profundidades de las fuentes gravimétricas, donde
aquellas con mayor número de onda corresponden a profundidades menores y
con menor número de onda, a profundidades mayores. Las profundidades se
determinaron aplicando la fórmula (3.20). La determinación de la ecuación de la
recta, que indica la pendiente, se ha realizado mediante el software Excel, para
cada espectro de potencia.
3.1.5 Datos y adquisición para datos magnéticos a escala global
Para el estudio de magnetometría con datos a escala global, se usaron aquellos
aeromagnéticos de alta resolución, que provinieron del proyecto EMAG2v3
(Maus et al., 2009), cuyas siglas significan Earth Magnetic Anomaly Grid (2-arc-
minute resolution). Es un proyecto que compila mediciones magnéticas
Espectro de potencia Bouguer global
39
provenientes de satélites, buques y de aviones, cuya finalidad fue cubrir
completamente el globo terráqueo, dando como resultado el mapa de anomalías
magnéticas EMAG2v3 (Figura 26). Estos mapas aumentan el conocimiento de la
estructura del subsuelo y la composición de la corteza terrestre. También se
utilizan para la exploración de recursos, estudiar la evolución de la litósfera, etc.
Figura 26: Grilla de anomalías magnéticas EMAG2v3.
La última versión (EMAG2v3) incluye más de 11.5 millones de nuevas líneas
de datos de buques y aviones, actualizando y mejorando las redes de datos
anteriores. Mientras la versión anterior se basaba en la geología local o idealizada
40
para interpolar anomalías en zonas con datos inexistentes, los datos de esta
nueva versión se basan únicamente en la información disponible, dando como
resultado una mejor complejidad de anomalías (especialmente en regiones
oceánicas) y refleja con precisión las áreas donde no se han recopilado datos.
Esta versión otorga anomalías de dos maneras:
1.- A una altitud constante de 4 km (nivel determinado por medio de continuación
hacia arriba o Upward Continued)
2.- A una altitud a nivel del mar y 4 km sobre regiones continentales (al nivel del
mar o Sea Level) Magnetic Anomaly Value at Sea Level (nT)
Para efectos de este estudio, se concentrará en la anomalía magnética a una
altura constante de 4 km (Upward Continued), debido a que los datos
aeromagnéticos entregados corresponden a esta característica. Los datos
trabajados, han sido descargados de:
https://data.noaa.gov//metaview/page?xml=NOAA/NESDIS/NGDC/MGG/Geoph
ysical_Models/iso/xml/EMAG2_V3.xml&view=getDataView&header=none,
gracias a la cortesía de National Oceanic and Atmospheric Administration
(NOAA). Se presenta un archivo CSV de 4,2 Gb que contiene la información
adjunta en el anexo 2.
3.1.6 Procesamiento para datos magnéticos a escala global
Los datos fueron seleccionados para el área regional de la figura 24 (color
amarillo) que engloba la Península Antártica, en un Excel de 36.000 filas. La grilla
se generó mediante el software Oasis Montaj (Geosoft Inc., 2007) por el método
de mínima curvatura, con información magnética para un avión en el año 2009,
utilizando la columna de Longitud, Latitud y Anomalía magnética a 4 km de altitud
en nT (nT= 10−9 T), proveniente a los datos descargados. El mapa de anomalías
se presenta en el capítulo de resultados, con su columna respectiva de valores
en nT y la ubicación de los perfiles a analizar. El cálculo de la anomalía será en
nano teslas (nT). Cabe destacar que la base de datos posee coordenadas de
41
latitud y longitud en grados, que se transformaron en proyección UTM Zona 21S,
datum WGS84, mediante el mismo programa. Para el cálculo de la anomalía
magnética, los datos ya venían con sus respectivas correcciones.
Tal como se hizo para procesar los datos gravimétricos de las bases de datos
globales, para la magnetometría se utilizó una metodología similar, en donde
mediante la extensión MAGMAP de Oasis Montaj (Geosoft Inc., 2007), se generó
el espectro de potencia (Figura 27) para luego realizar el filtrado, que compara el
logaritmo natural (P-Espectro de potencia) versus el número de onda (rad/km).
Se buscaba poder separar cada componente de la anomalía magnética. Con la
opción Interactive filtering, se preparó la grilla para ser procesada y aplicarle la
transformada rápida de Fourier (Forward FFT), para dar paso a Interactive
Spectrum Filters, donde se utilizó el filtro Upward Continuation y una distancia de
continuación de 6000 para datos globales aplicando la fórmula (3.16) se obtiene
la componente regional de la anomalía magnética global. aplicando la fórmula
(3.20) se obtiene la profundidad de los cuerpos a modelar.
Figura 27: Espectro de potencia de la anomalía magnética de datos globales, calculada mediante Oasis
Montaj.
Espectro de potencia magnético global
42
3.2 Datos geofísicos a escala local
En segunda etapa se procede a analizar los datos geofísicos a una escala
menor para obtener un mejor detalle de la zona, utilizando datos batimétricos
multihaz de los cruceros NBP0107 y NBP0602a, en conjunto con datos
gravimétricos del crucero NBP0602a y NBP0003, que cubrieron gran parte del
mar de Weddell. Estos datos están almacenados en la base de datos digital de
National Oceanic and Atmospheric Administration
(https://maps.ngdc.noaa.gov/viewers/geophysics/). También se usaron los datos
magnéticos recopilados del proyecto ADMAP2 (Golynsky et al. 2018) referentes
a la isla James Ross, tal como se indica en la figura 28. A continuación, se
detallan las fuentes de datos geofísicos que se usaron en este trabajo.
Figura 28: Localización de los datos geofísicos locales. Polígono rojo representa datos magnéticos locales,
y morado la concentración de datos gravimétricos de cruceros. Polígono azul contiene datos batimétricos
procesados del crucero NBP0107, polígono verde datos batimétricos del NBP0602A. Lineamiento azul
representa los sistemas de Rift propuestos por González-Ferrán (1985) y línea segmentada roja indica la
ubicación del perfil local a modelar. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
43
Crucero NBP0602A
La información geofísica de este crucero fue capturada entre el 02 de marzo al
05 de abril del 2006, partiendo desde Punta Arenas, Chile, hasta la parte noreste
de la Península Antártica. El investigador a cargo fue John Anderson, bajo la
plataforma Nathaniel B. Palmer. La grilla batimétrica en formato GMT (NetCDF)
es de dominio libre en la librería digital de Marine Geoscience Data System
(MGDS). Posee datos adquiridos don un sistema de sonda multihaz basado en
el instrumento ODEC Bathy 2000 e incluyó datos de batimetría Swath. Formaron
parte del proyecto Shallow Drilling on the Antarctic Continential Margin
(SHALDRIL) y datos gravimétricos con el instrumento Kongsberg EM120.
(http://www.marine-geo.org/tools/search/entry.php?id=NBP0602a).
Crucero NBP0107
La batimetría de este crucero fue capturada entre el 06 de diciembre al 11 de
enero del 2001, partiendo desde Punta Arenas, Chile, hasta la parte noreste de
la Península Antártica. El investigador a cargo fue Eugene Domack, de Hamilton
College, bajo la plataforma Nathaniel B. Palmer. La grilla batimétrica en formato
GMT (NetCDF) es de dominio libre en la librería digital de Marine Geoscience
Data System (MGDS). Posee datos adquiridos don un sistema de sonda multihaz
basado en SeaBeam 2112 mediante el instrumento ODEC Bathy 2000
(http://www.marine-geo.org/tools/search/entry.php?id=NBP0107).
Crucero NBP0003
A cargo del científico Eugene Domack, de Hamilton College, bajo la plataforma
Nathaniel B. Palmer, han sido capturados datos gravimétricos por el crucero
NBP0003, entre el 09 de marzo del 2000 al 30 de marzo del mismo año, mediante
instrumento LaCoste & Romberg. La data recolectada se descarga en formato
MGD77, y es parte del proyecto Prehistory of the Larsen Ice Shelf: Evidence from
the Marine Record. (http://www.marine-
geo.org/tools/search/entry.php?id=NBP0003)
44
3.2.1 Datos y adquisición para datos batimétricos multihaz a escala local
Los cruceros NBP0107 y NBP0602A entregaron datos de batimetría multihaz
en zonas más pequeñas dentro del área de estudio, que permitieron determinar
estructuras y morfología submarina. Las zonas se muestran en la figura 29,
donde el polígono azul están los datos del crucero NBP0107 y en verde del
crucero NBP0602A.
Figura 29: Zonas con grillas batimétricas procesadas, polígono azul contiene datos del crucero NBP0107,
polígono verde datos del NBP0602A. Lineamiento azul representa los sistemas de Rift propuestos por
González-Ferrán (1985). Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
3.2.2 Procesamiento para datos batimétricos multihaz a escala local
Los datos batimétricos descargados, correspondieron a una grilla en formato
GMT que se procesó utilizando el software Fledermaus, para así visualizarlo y
generar los respectivos mapas de las dos zonas en detalle a analizar. Estos
mapas se pueden apreciar en el apartado de resultados con su respectivo
análisis.
45
3.2.3 Datos y adquisición para datos gravimétricos a escala local
La información adquirida es de dominio libre, accesible desde GeoMapApp
(www.geomapapp.org) (Ryan et al., 2009)., software que visualiza datos y grillas
geofísicas, geoquímicas, geológicas, etc., pertenecientes a la librería digital de
Marine Geoscience Data System (MGDS). Los datos gravimétricos fueron
capturados mediante los cruceros NBP0003 y NBP0602a de manera separada,
pero para efectos de este trabajo, se han combinado para entregar un análisis
más completo de la gravimetría sobre el mar (Figura 30).
Figura 30: Áreas en detalle, polígono morado indica los límites del área del crucero NBP0003 y NBP0602a;
y polígono rojo el área de la anomalía magnética de la isla James Ross. Lineamiento azul representa los
sistemas de Rift propuestos por González-Ferrán (1985). Sistema de referencia de coordenadas UTM datum
WGS 84 zona 21S.
3.2.4 Procesamiento para datos gravimétricos a escala local
Dentro de la base de datos gravimétricos para cada área de los cruceros
NBP0602a y NBP0003, se tuvieron los valores de gravedad observada, latitud,
longitud, profundidad y aire libre, por lo que se procedió a calcular la anomalía de
46
Bouguer con estos datos. Es necesario mencionar que como las mediciones han
sido realizadas a nivel del mar, la altura de la estación es la misma que la
profundidad en metros, por lo tanto, la corrección de aire libre (FAC) es cero, y la
densidad del agua de mar (𝜌𝑤) es 1,03g/cm3, en comparación con la roca del
fondo donde se asumió una densidad (𝜌𝑐) de 2,67 g/cm3, como se aprecia en la
figura 15.
Como la corrección de aire libre (FAC) es 0 (Lillie, 1999), el cálculo para la
anomalía de aire libre (∆𝑔𝑓𝑎) se asumió como la gravedad observada (𝑔) en mGal
restándole la gravedad teórica (𝑔𝑡).
∆𝑔𝑓𝑎 = 𝑔 − 𝑔𝑡
Donde la gravedad teórica del sistema WGS84, expresada en la ecuación (3.1)
La forma de calcular la anomalía de Bouguer a nivel del mar (𝛥𝑔𝐵𝑠)
corresponde a la resta de la anomalía de aire libre (∆𝑔𝑓𝑎) y la corrección de
Bouguer a nivel del mar (𝐵𝐶𝑠), que para el caso de medición sobre el nivel del
mar la ecuación quedaría como la ecuación (3.12), expresada en el apartado
teórico gravimétrico. Luego de obtener la anomalía de Bouguer en medición
sobre el nivel del mar, se procedió a generar la grilla mediante el método de
mínima curvatura.
Con la grilla de anomalía de Bouguer, se aplicó la misma metodología de
procesamiento de los datos gravimétricos globales, en donde mediante la
extensión MAGMAP de Oasis Montaj (Geosoft Inc., 2007), se generó el espectro
de potencia (Figura 31) que comparó el logaritmo natural (P-Espectro de
potencia) versus el número de onda (rad/km), para dar paso a Interactive
Spectrum Filters, donde se aplicó la transformada rápida de Fourier (Forward
FFT), utilizando el filtro Gaussiano con desviación estándar 0,1408. Esto generó
la componente residual de la anomalía gravimétrica local, y se restó de esta
última, dando como resultado la componente regional aplicando la fórmula (3.16).
(4.1)
47
Figura 31: Espectro de potencia de la anomalía de Bouguer local NBP0602a y NBP0003, calculada mediante
Oasis Montaj.
3.2.5 Datos y adquisición para datos magnéticos a escala local
El proyecto aerogeofísico conjunto entre el British Antarctic Survey (BAS) y el
Instituto Antártico Argentino (IAA), llevado a cabo durante el verano austral de
1998/99, consistió en sobrevolar el grupo de las islas James Ross y parte del mar
de Weddell, realizando mediciones gravimétricas, magnetométricas y de radar
(Ghidella et al., 2013).
El avión Twin Otter del British Antarctic Survey (BAS), sobrevoló un área de
21.000 km2 abarcando las islas del archipíelago James Ross y el noroeste del
mar de Weddell, que se visualiza en la figura 30, capturando datos de gravedad
y magnetismo a lo largo de 10.771 km de líneas de vuelo, a una altura
barométrica constante de 2000 m s.n.m., con un espaciamiento de 2 km sobre la
isla James Ross y 4 km sobre la planicie magnética costa afuera en el mar de
Espectro de potencia Bouguer local
48
Weddell (Ghidella et al., 2013). Es importante aclarar que los datos de gravedad
fueron interpretados por Jordan et al. (2009), cuyos resultados serán analizados
en el apartado de interpretación de este trabajo.
La captura magnética se realizó mediante magnetómetros de vapor de cesio
montados a los extremos de las alas de la aeronave anteriormente mencionada,
a una frecuencia de 10 Hz. A modo de obtener la actitud del campo ambiental se
ocupó un magnetómetro triaxial de tipo fluxgate montado cerca de la cola del
avión, también fueron utilizados receptores GPS de frecuencia dual Ashtech Z12
(Ghidella et al., 2013).
Los datos han sido corregidos en primera instancia por variaciones diurnas,
usando mediciones de estaciones base con filtro pasa bajo de 30 min, y en
relación con el campo interno se usó el Definitive Geomagnetic Reference Field
Model 1995 (Ghidella et al., 2013), con una micronivelación al final del proceso
(Ferraccioli et al., 1998). Estos datos han sido recopilados en el proyecto
ADMAP2 (Golynsky et al., 2018)., que constituye un mapa de anomalías
magnéticas de todo el continente antártico (Figura 32) con un paso de malla de
2000 m. Se han seleccionados los correspondientes a la isla James Ross, que
se encuentra dentro del área regional definida en este estudio.
http://hs.pangaea.de/mag/airborne/Antarctica/ADMAP2/JRI_ADMAP-2.gdb.
49
Figura 32: Trayectos de aeromagntometría procesados para la compilación ADMAP-2 a partir de los
levantamientos ADMAP-1 (azul) y nuevos (rojo) (Golynsky et al., 2018).
3.2.6 Procesamiento para datos magnéticos a escala local
La base de datos descargada posee valores de Longitud y Latitud, en grados
decimales; MagF, que representa el valor final de magnetismo en nT luego de
todas las correcciones y sin nivelación; MagL, que posee el valor magnético
nivelado en nT; y Mgol que muestra el resultado final de la compilación magnética
utilizado para generar los datos que se incluyen en la compilación de ADMAP-2
50
(Golynsky et al. 2018). Por consiguiente, la grilla utilizada en este estudio posee
los valores otorgados por Mgol.
La información detallada de la grilla puede apreciarse aquí en pdf
http://hs.pangaea.de/mag/airborne/Antarctica/README_channel_description.pd
f , en donde se ha generado una grilla mediante el software Oasis montaj (Geosoft
Inc., 2007), usando datos de longitud, latitud y medicion magnética en nT.
Los valores de longitud y latitud han sido transformados a proyección UTM
Zona 21S, datum WGS84, mediante Oasis Montaj (Geosoft Inc., 2007), en donde
se ha generado la grilla de anomalía magnética (con valores de Mgol) mediante
el método de mínima curvatura.
Se realizó una metodología similar a la aplicada para los datos magnéticos
globales, en donde gracias a la extensión MAGMAP de Oasis Montaj (Geosoft
Inc., 2007), se generó el espectro de potencia (Figura 33) que comparó el
logaritmo natural (P-Espectro de potencia) versus el número de onda (rad/km).
Posteriormente se aplicó dicho filtro a la anomalía magnética local. A modo de
encontrar la componente residual, se preparó la grilla para ser procesada y
aplicarle la transformada rápida de Fourier (Forward FFT), para dar paso a
Interactive Spectrum Filters, para luego utilizar el filtro Upward Continuation con
una distancia de continuación de 1000, y da la componente residual que sustrajo
la anomalía magnética local aplicando la fórmula (3.16). Luego, aplicando la
fórmula (3.20), se buscó encontrar la profundidad de cada cuerpo que genera la
anomalía observable en la superficie.
51
Figura 33: Espectro de potencia de la anomalía magnética local, calculada mediante Oasis Montaj.
3.3 Confección de perfiles
Posterior a la obtención del mapa de batimetría, y las componentes regionales
de las anomalías magnética y de Bouguer completa (globales y locales), se
procedió a confeccionar los tres perfiles mostrados en la figura 24, usando los
datos de cada grilla generada.
Se han elaborado modelos de profundidad mediante la extensión GM-SYS del
software Oasis Montaj (Geosoft Inc., 2007), que permitió simular el
comportamiento de las estructuras geológicas, de tal manera que se ajustaran a
la respuesta gravimétrica y magnética de la forma más robusta posible (Mederos,
2009). Gracias a las componentes regionales de los mapas de anomalía
presentes en este estudio, se pudo estimar la profundidad de los cuerpos que
generan esta anomalía (Spector y Grant, 1970), por lo que el modelamiento se
realizó utilizando la profundidad aproximada de este análisis.
Espectro de potencia magnético local
52
Para modelar los cuerpos que generan anomalías, es necesario conocer el
rumbo del perfil, intensidad, inclinación y declinación del campo magnético, y
susceptibilidad magnética y la densidad del cuerpo en cuestión, para que se
adapte a la hipótesis de este trabajo. Todo calculado en medidas del sistema
internacional. Se ha tomado un campo magnético total de 36.815 nT, inclinación
de -56,34 y declinación de 11,56 para el año 2009, calculado a través del World
Magnetic Model en la web del NOAA. Los perfiles modelados y calculados se
presentan en el apartado de resultados. Los valores de densidad y
susceptibilidad fueron extraídos de las tablas de propiedades geofísicas de
Yegoroba et al. (2010) y Catalán et al. (2013), anexos 3 y 4 respectivamente, en
el apartado de Anexos. Para poder ajustar el perfil a las anomalías de manera
más precisa, se ha utilizado el modelo de inversión de GM-SYS, que calcula la
densidad y la susceptibilidad de los cuerpos, como también puede ser la forma
del cuerpo, aplicándola al modelo calculado.
Para el caso del perfil local, se ocupó la componente regional de los datos
magnéticos locales y la componente residual de los datos gravimétricos globales.
En la figura 34 se puede apreciar un resumen paso a paso de la metodología
que se aplicó a cada paquete de datos globales y locales, es decir, gravimetría y
magnetometría, hasta llegar a la confección de perfiles modelados.
Figura 34: Resumen de la metodología aplicada.
53
CAPÍTULO IV
4. RESULTADOS
En este apartado se mostrarán todos los mapas resultantes del procedimiento
geofísico para cada método, en donde en primera instancia se muestra la
batimetría de toda la Península Antártica, posteriormente los mapas
gravimétricos y magnéticos con datos de modelos globales (macro) y locales
(micro), con sus respectivas componentes regionales y residuales. Así mismo, se
da énfasis a los en perfiles en profundidad, para luego generar cuerpos y
confirmar la existencia de los Rifts y la extensión.
4.1 Resultados para datos geofísicos a escala global
Batimetría a escala global
La batimetría es el resultado del modelamiento de las grillas obtenidas de
GEBCO_2020 (GEBCO Compilation Group, 2020), en donde se aprecia la
morfología del fondo oceánico de la Península Antártica, que ayuda a
complementar los resultados del modelamiento magnético y gravimétrico.
El mapa topográfico corresponde al área global o macro (Figura 35) que
engloba toda la Península Antártica, incluyendo la batimetría del fondo oceánico.
A primera vista se identifica entre el estrecho de Bransfield y la Península
Antártica, depresiones marinas que probablemente se generaron por el paso de
glaciares submarinos en dirección NO. Se aprecia la fosa producto de la
subducción de la antigua Placa Fénix bajo la Placa Antártica, con unos 2175 m
de profundidad. Se observa también el estrecho de Bransfield, zona de Rift
producto de extensión a 1600 m bajo el mar. La cadena montañosa de la
península, como también la isla James Ross, llegan a superar altitudes de 1000
m. Se puede observar que la zona del mar de Weddell, corresponde a una
plataforma continental de un régimen tras-arco, en donde se ubica la isla James
Ross.
54
Figura 35: Mapa topográfico del área a escala global, con ubicación del perfil 1 (occidental) y perfil 2 (oriental)
a analizar en líneas blancas; perfil 3 (local) en línea roja. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum
WGS 84 zona 21S.
Anomalía gravimétrica a escala global
Se presenta la anomalía de Bouguer completa para la Península Antártica bajo
una mirada macro o global (Figura 36) del modelo SatGravRET2014 (Sheinert et
al., 2016). Esta anomalía muestra la corrección que elimina las masas de roca
ubicadas entre el geoide y el punto de medición, por lo que es útil para determinar
las zonas con mayor masa continental (Lillie, 1999), es decir, que elimina el efecto
de estas grandes masas como es el caso para la Península Antártica. En el mapa
de anomalía de Bouguer completa se observan variaciones de gravedad que van
de entre los -10 mGal en zonas continentales como la península y la isla James
Is. James
Ross
(1)
(2)
metros
(3)
Mar de Weddell
55
Ross, debido a la eliminación del efecto de la raíz del bloque continental,
concordando con la teoría del equilibrio isostático (Lillie, 1999). Así mismo,
llegando a valores más altos (150 mGal) en la corteza oceánica, c Señalados en
círculos rojos (Figura 36) se ubican zonas con menor masa continental que
representan un adelgazamiento cortical en la zona. Según Jordan et al. (2009),
la isla James Ross representa el hundimiento del edificio volcánico de dicha isla
debido al material brechoso hialoclástico de menor densidad, que explicaría la
anomalía negativa en dicha zona, de unos 10 mGal de amplitud.
Figura 36: Mapa de anomalía de Bouguer a escala global. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS84 zona 21S. Círculos rojos indican anomalías de Bouguer positivas que representan
adelgazamiento cortical.
A base de los resultados del análisis geofísico para la Península Antártica, se
busca obtener evidencia para corroborar la hipótesis expuesta en este trabajo,
56
por lo que, es importante realizar una interpretación de cada espectro de potencia
generado, para así determinar la profundidad aproximada del cuerpo que genera
la anomalía magnética y gravimétrica mediante la fórmula (3.20) (Spector y Grant,
1970).
La interpretación del espectro de potencia de la anomalía de Bouguer
global/macro se observa en la figura 37, donde se pueden identificar tres
tendencias principales, que se traduce en la determinación de la fuente anómala.
El segmento rojo representa la línea de tendencia de los datos con mayor
pendiente (m) 316.39, es decir, para los cuerpos que generan valores anómalos
más profundos; la recta verde para datos residuales con pendiente 65.84 y la
recta negra para datos de ruido con la menor pendiente 9.1558. El coeficiente de
determinación R2 es mayor a 0.9 para los datos regionales y residuales,
aportando confiabilidad excelente en dichas pendientes.
Figura 37: Espectro de potencia de anomalía de Bouguer completa a escala global, en donde se indica el
cambio de pendiente, con su respectiva ecuación de la recta.
57
Aplicando la fórmula (3.20) se obtiene la profundidad (𝑍) de la fuente anómala
para los datos gravimétricos a escala global:
𝑍 =316.39
4𝜋= 25.18 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑔𝑖𝑜𝑛𝑎𝑙)
𝑍 =65.84
4𝜋= 5.24 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑠𝑖𝑑𝑢𝑎𝑙)
𝑍 =9.16
4𝜋= 0.73 𝑘𝑚 (𝑅𝑢𝑖𝑑𝑜)
El mapa con la componente regional de la anomalía de Bouguer se observa
en la figura 38, y el de la componente residual en la figura 39. En el regional se
aprecia que los valores se han suavizado, acorde con el filtro gaussiano explicado
en el apartado de metodología, concordando con la ley de equilibrio de isostasia
(Lillie, 1999). La profundidad de los cuerpos, se ha calculado a 25.18 ±3 km.
Las franjas gravimétricas poseen una orientación SO-NE, con un máximo de
1500 mGal para la zona del Estrecho de Bransfield, y un mínimo de -25 mGal
para la zona más suroeste de la Península. Se indica en las líneas blancas la
ubicación de los perfiles a modelar, que cruzan parte del estrecho de Bransfield
hasta la isla James Ross cortando, de izquierda a derecha, la anomalía positiva
hasta llegar a las anomalías negativas.
A diferencia de la anomalía de Bouguer completa, la componente regional
posee menos variaciones gravimétricas, ya que han sido extraídos los efectos de
masas más superficiales. En otras palabras, la componente residual (Figura 39)
se basa en los cuerpos más someros que dificultan el análisis de profundidad,
debido a esto se ha eliminado esta componente y se trabaja directamente con
los datos de la componente regional.
El análisis de la componente residual gravimétrica global señala cuerpos
anómalos de aproximadamente 5 ±3 km de profundidad, por lo que se ha
seleccionado un perfil para modelar en conjunto con la componente regional
58
magnética local, que se indica en el segmento blanco de la figura 39, atravesando
a la isla James Ross. Exactamente en esa zona se puede identificar una zona
con anomalía negativa (amplitud de 20 mGal) al centro de la isla, pudiendo ser
interpretada como producto de cuerpos edificios volcánicos someros, ya que en
esa zona se identifica la faja de Dreadnought y volcanes neógenos.
Figura 38: Componente Regional de la anomalía de Bouguer a escala global, con ubicación del perfil 1
(occidental) y perfil 2 (oriental) a analizar en líneas blancas; perfil 3 (local) en línea roja. Sistema de referencia
de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
(1)
(2) (3)
59
Figura 39: Componente Residual de la anomalía de Bouguer a escala global. Línea blanca indica la
ubicación del perfil local (3) a analizar y línea segmentada blanca indica la faja de Dreadnought. Sistema de
referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
Anomalía magnética a escala global
Las anomalías magnéticas provenientes del proyecto EMAGv2 para la
Península Antártica (Maus et al., 2009) pueden ser observadas en la figura 40,
en donde en colores rojos se observa un máximo de 300 nT en las islas South
Shetland, y en azules y morados se aprecia una disminución del magnetismo,
llegando hasta un mínimo de -200 nT en la zona del Rift de Bransfield,
comparable con el sector oriental de la Península Antártica, donde se ubicarían
las zonas de Rift propuestas por González-Ferran (1985).
(3)
60
Se indica en el mapa las dos anomalías positivas principales denominadas
como la anomalía magnética de la Costa Pacífico (PCMA) y la anomalía
magnética de las Shetlands del Sur (SSMA) (Ghidella et al., 2013; Maslanyj et
al., 1991), que tienen una orientación SO a NE, siendo paralelas a la Península
Antártica. Se asume que dichas anomalías fuertes son generadas por una serie
de batolitos, que se formaron por la subducción en la zona de plataforma del arco
magmático Mesozoico-Cenozoico del AP (Yegoroba et al., 2010). Según Johnson
(1999) la anomalía magnética de la Península Antártica se explica mediante
cuerpos a una profundidad de casi 20 km con susceptibilidad magnética de 0.055
a 0.075 (SI). Cabe destacar que las anomalías apreciables en el Rift de Bransfield
(SSMA) siguen la misma tendencia que las de la Península Antártica (PCMA).
Figura 40: Mapa de anomalía magnética a escala global. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum
WGS 84 zona 21S. PCMA: anomalía magnética de la Costa Pacífica; SSMA: anomalía magnética de las
Shetlands del Sur (Ghidella et al., 2013).
61
La interpretación del espectro de potencia de la anomalía magnética
global/macro se observa en la figura 41. Se aprecia que la recta de mayor
pendiente (m) es la roja, cuyo valor es 294.56, que representa cuerpos anómalos
más profundo; la recta verde para cuerpos residuales con pendiente 86.777 y la
recta negra para datos de ruido con la menor pendiente 12.015. El coeficiente de
determinación R2 es mayor a 0.8 para los datos regionales, residuales y de ruido,
indicando buena estimación de la pendiente.
Figura 41: Espectro de potencia de anomalía magnética escala global, en donde se indica el cambio de
pendiente, con su respectiva ecuación de la recta.
Aplicando la fórmula se obtiene la profundidad (𝑍) de la fuente anómala para
los datos magnéticos a escala global:
𝑍 =294.56
4𝜋= 23.39 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑔𝑖𝑜𝑛𝑎𝑙)
𝑍 =86.777
4𝜋= 6.91 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑠𝑖𝑑𝑢𝑎𝑙)
𝑍 =12.015
4𝜋= 0.96 𝑘𝑚 (𝑅𝑢𝑖𝑑𝑜)
62
El mapa con la componente regional de la anomalía magnética se observa en
la figura 42, calculado con cuerpos a una profundidad de 23.39 ±3 km, donde en
líneas blancas se seleccionan los perfiles a analizar en profundidad. A primera
instancia, se observa que la anomalía magnética se ha suavizado al momento de
utilizar el filtro de Continuación hacia arriba, ya que se ha separado la
componente residual (Figura 43) eliminando las fuentes anómalas someras de la
anomalía magnética, quedando la componente regional. Ambos perfiles cortan
de manera perpendicular a la anomalía magnética de la Costa Pacífica (PCMA).
Observando zona de la faja de Dreadnought en el mapa de la componente
residual (Figura 43), se identifica un alto magnético de aproximadamente 10 nT,
pudiendo ser explicado por ascenso de magma que genera el volcanismo
neógeno en la isla James Ross, con cuerpos a 6.91 ±3 km.
Figura 42: Componente Regional de la anomalía magnética a escala global, con ubicación del perfil 1
(occidental) y perfil 2 (oriental) a analizar en líneas blancas. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS 84 zona 21S.
(1)
(2)
63
Figura 43: Componente Residual de la anomalía magnética a escala global. Línea segmentada blanca indica
ubicación de la faja de Dreadnought. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
4.2 Resultados para datos geofísicos a escala local
Anomalía gravimétrica a escala local
La grilla generada por método de mínima curvatura de la anomalía de Bouguer,
a partir de la anomalía de aire libre recolectada por los cruceros NBP0602a y
NBP0003, se presenta en la figura 44. Estos datos abarcan parte de los
alrededores de la isla James Ross, como también al paso entre la península
Trinity y la isla Joinville. Esta se separa en sus componentes regional (Figura 42)
y residual (Figura 43).
64
Figura 44: Anomalía de Bouguer completa a escala local para datos de cruceros NBP0602a y NBP0003.
Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
Se identifica zonas con menor gravedad, con 8 mGal entre la Península y la
isla James Ross, que posee una tendencia de orientación SO-NE, en
comparación con la zona del mar de Weddell, con anomalías mayores, llegando
a alcanzar sobre 50 mGal.
La interpretación del espectro de potencia de la anomalía de Bouguer
local/micro se observa en la figura 45. Se aprecia que la recta de mayor pendiente
(m) es la roja, cuyo valor es 89.203, que representa cuerpos anómalos más
profundo, alcanzando los 7 km ±1 km.; la recta verde para cuerpos residuales
con pendiente 6.5504, alcanzando los 0.5 ±1 km y la recta negra para datos de
ruido, con la menor pendiente 2.2316. El coeficiente de determinación R2 es
mayor a 0.8 para los datos regionales, residuales y de ruido, indicando buena
estimación de la pendiente.
65
Figura 45: Espectro de potencia de anomalía de Bouguer completa a escala local, en donde se indica el
cambio de pendiente, con su respectiva ecuación de la recta.
Aplicando la fórmula se obtiene la profundidad (𝑍) de la fuente anómala para
los datos gravimétricos a escala local:
𝑍 =89.203
4𝜋= 7.0985 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑔𝑖𝑜𝑛𝑎𝑙)
𝑍 =6.5504
4𝜋= 0.521264 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑠𝑖𝑑𝑢𝑎𝑙)
𝑍 =2.2316
4𝜋= 0.17758 𝑘𝑚 (𝑅𝑢𝑖𝑑𝑜)
A base de este análisis, se obtiene la componente regional (Figura 46), con un
suavizado de las anomalías que son generadas por cuerpos de
aproximadamente 7 ±1 km; y residual (Figura 47) con cuerpos anómalos más
someros.
66
Figura 46: Componente Regional de la anomalía de Bouguer a escala local para datos de cruceros
NBP0602a y NBP0003. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
Figura 47: Componente Residual de la anomalía de Bouguer a escala local para datos de cruceros
NBP0602a y NBP0003. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
67
Anomalía magnética a escala local
En la figura 48 se observa el mapa de anomalía magnética para la isla de
James Ross, con sus respectivas líneas de vuelo del levamiento aerogeofísico
BAS-IAA 1998/99 (Ghidella et al. 2013), en mediciones de nanoTesla (nT).
Mediante el filtro de continuación hacia arriba, que separó la anomalía magnética
en su componente regional (Figura 49) y su componente residual (Figura 50).
Se observa en el mapa magnético local (Figura 48), una concentración de
anomalías presentes al interior de la isla James Ross, que Ghidella (2013)
denominó como “Zona magnética central”, orientadas en NS, que, en contraste
con la zona periférica de la isla, que las anomalías son de menor intensidad,
llegando a un mínimo de 160 nT.
Figura 48: Mapa de anomalía magnética a escala local de la isla James Ross. Mediciones en nT. Sistema
de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
68
La interpretación del espectro de potencia de la anomalía magnética
global/macro se observa en la figura 49. Se aprecia que la recta de mayor
pendiente (m) es la roja, cuyo valor es 61.749 y profundidades de 4.9 ±1 km, que
representa cuerpos anómalos más profundo; la recta verde para cuerpos
residuales con pendiente 14.19 con profundidad de 1.1 ±1 km y la recta negra
para datos de ruido con la menor pendiente 2.2224. El coeficiente de
determinación R2 es mayor o igual a 0.8 para los datos regionales, residuales y
de ruido, indicando buena estimación de la pendiente.
Figura 49: Espectro de potencia de anomalía magnética a escala local, en donde se indica el cambio de
pendiente, con su respectiva ecuación de la recta.
Aplicando la fórmula se obtiene la profundidad (𝑍) de la fuente anómala para los
datos magnéticos a escala local:
𝑍 =61.749
4𝜋= 4.91 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑔𝑖𝑜𝑛𝑎𝑙)
𝑍 =14.19
4𝜋= 1.13 𝑘𝑚 (𝑅𝑒𝑠𝑖𝑑𝑢𝑎𝑙)
𝑍 =2.2224
4𝜋= 0.18 𝑘𝑚 (𝑅𝑢𝑖𝑑𝑜)
69
Esta se separa en sus componentes regional (Figura 50) y residual (Figura 51).
En la figura 50, que corresponde a la componente regional, se observa que las
anomalías presentes al centro de la isla alcanzan unos -7 nT de anomalía, y las
de menor unos -170 nT. El perfil 3 (local) se señala en el mapa, con orientación
NO-SE, aportando con datos más específicos al perfil 1 (oriental), ya que este
estudio se centra solamente en la isla con datos detallados de magnetismo. Corta
a la franja de Dreadnought de manera perpendicular, cabe señalar que, en dicha
faja, se observa una anomalía alta.
Para el caso de la componente residual magnética local (Figura 51), se aprecian
los cuerpos más superficiales, de hasta un kilómetro de profundidad, dificultando
el análisis a cuerpos más profundos, que si aporta la componente regional.
Figura 50: Componente regional de anomalía magnética a escala local de la isla James Ross. Línea blanca
señala la ubicación del perfil 3 (local) y la línea segmentada blanca la faja de Dreadnought. Mediciones en
nT. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
70
Figura 51: Componente residual de anomalía magnética a escala local de la isla James Ross. Mediciones
en nT. Sistema de referencia de coordenadas UTM datum WGS 84 zona 21S.
Perfiles
La profundidad aproximada de las fuentes anómalas (cuerpos) a estudiar se
señalan en la tabla 2, que se obtuvieron mediante el análisis de Fourier y el
cálculo del espectro de potencia para cada anomalía generada: anomalía
magnética y gravimétrica en sus puntos de observación global (macro) y local
(micro). A base de este análisis se han modelado los cuerpos rocosos para el
perfil 1 (occidental), perfil 2 (oriental) y perfil 3 (local), cada uno detallado en su
respectivo apartado a continuación.
71
Tabla 2: Profundidades de las fuentes anómalas.
Gravedad Global Magnetismo Global Componente
25.1 km 23.4 km Regional
5.2 km 6.9 km Residual
0.7 km 0.9 km Ruido
Gravedad Local Magnetismo Local Componente
7.1 km 4.9 km Regional
0.5 km 1.1 km Residual
0.2 km 0.2 km Ruido
Perfiles globales
Con base al modelado a profundidad mediante la extensión GM-SYS de Oasis
Montaj (Geosoft Inc., 2007), tomando la batimetría (Figura 35), la componente
regional de la anomalía magnética global (Figura 38) y la anomalía de Bouguer
completa global (Figura 42), que buscan elimina el efecto somero y se concentra
en lo profundo, se generan los siguientes perfiles, tomando en cuenta que la tabla
con densidades (ρ) y susceptibilidades (χ) de los cuerpos se presenta en la tabla
3. Ambos perfiles cruzan a la Península Antártica de manera perpendicular, con
orientación NNO-SSE (Figura 52).
Como se observa en los perfiles existe una pequeña capa de Sedimentos
(ρ=2500, χ=0.00001) no consolidados más jóvenes, gran parte en la cuenca del
estrecho de Bransfield, que recibe la mayor cantidad de aporte sedimentario. La
mayor amplitud (110 nT para el perfil occidental y 82 nT para el oriental) se
alcanza en el kilómetro 60 aproximadamente de cada uno, concordando con la
anomalía magnética de la Costa Pacífico (PCMA) (Ghidella et al. 2013; Maslanyj
et al. 1991), que se genera por la existencia de rocas plutónicas básicas como
gabro (ρ=2500, χ=0.028-0.041). Así mismo, la existencia de un Batolito
ultramáfico (ρ=3000, χ=0.07) de composiciones de gabro y dioritas, con alta
susceptibilidad que generaría alta anomalía magnética, a unos ~25 ±3 km. Este
72
batolito se emplazaría por la subducción del Mesozoico-Cenozoico de la Placa
Fénix con la Placa Antártica, con una mayor actividad en el Cretácico inferior,
(Leat et al. 1995; Garrett, 1990). Las rocas presentes en el Grupo Volcánico
James Ross (JRIVG), se compone de vetas andesitas, diabasas, basaltos,
riolitas, doleritas y dacitas representadas por dique y flujos (Weaver et al. 1982;
Riley et al. 2001), se denominan en los perfiles modelados como Basaltos
Alcalinos (ρ=2500, χ=0.035), que abarcan a partir del kilómetro ~130, y afloran
en la Isla James Ross, abarcando una profundidad de hasta 8 km, asociado a la
cuenca James Ross, descrita por Jordan (2009) como un remplazo por material
dúctil de sedimentitas jurásicas-cretácicas por material brechoso hialoclástico de
menor densidad, producto de la actividad volcánica neógena. Entre los kilómetros
90 a 145, afloran en la Península Antártica los Metasedimentos (ρ=2720-2800,
χ=0.028-0.032), con alta densidad y baja susceptibilidad, intercaladas con rocas
volcánicas.
La corteza continental (ρ=2800-2900, χ=0.008), se mantiene adelgazada
debido a los efectos de un ambiente extensional, que se ha modelado basándose
en la existencia de una Cámara Magmática (ρ=2400, χ=0.08-0.084) debido a su
alta susceptibilidad magnética, que se ubica bajo el Rift de Bransfield, y otras dos
bajo la Península Antártica y la isla James Ross, que estas dos últimas podrían
mantener una génesis en común y generar los Rifts de Price Gustav y Rift de
Larsen (González-Ferrán, 1985). Estas cámaras se han modelado a una
profundidad aproximada de 25 ±3 km, concordando con el análisis del espectro
de potencia, con la implicancia de un acenso del manto que generaría estos Rifts.
El techo del manto se ha calculado a unos 30 km de profundidad, que marca
la transición a la corteza continental identificadas por la discontinuidad de
Mohorovičić (Lillie, 1999). En los perfiles se señalan con flechas rojas el ascenso
del manto, flechas azules indican extensión.
73
Figura 52: Perfiles modelados mediante GMSYS de Geosoft (2007), densidades (D) en kg/m3 y
susceptibilidades (S) en S.I.. Flechas rojas indican ascenso del manto, flechas azules indican extensión. EB:
Estrecho de Bransfield; PA: Península Antártica; IJR: Isla James Ross. A) Perfil occidental 230 km. B) Perfil
oriental 250 km. Se indica la ubicación de los perfiles en el mapa.
(1)
(2)
A)
Discontinuidad de Mohorovičić
B)
Ascenso
manto Ascenso
manto
Ascenso
manto
Ascenso
manto Ascenso
manto
Rift Prince Gustav Rift Larsen
Rift Prince Gustav
NO
NO SE
SE
74
Tabla 3: Propiedades físicas de la litología.
Unidades ρ (kg/m3) χ (SI)
Sedimentos 2300-2500 0.001-0.00001
Basaltos Alcalinos 2500 0.00001-0.035
Metasedimentos 2500-2900 0.00001-0.03
Gabros 2800-3000 0.02-0.07
Batolito 3050 0.07
Cámara Magmática 2800 0.089
Corteza Continental 2670 0.01
Manto 3300 0.01
Perfil local
Del mismo modo de la realización de los perfiles globales/macro, se generó un
modelado a profundidad local (Figura 53) sobre Isla James Ross, que se ubica
sobre la cuenca con mismo nombre, tomando como grilla la componente regional
de la anomalía magnética local (Figura 50), la batimetría de la Península (Figura
35) y la componente residual de la anomalía de Bouguer global/macro (Figura
39). Los cuerpos se han modelado sobre rocas basálticas alcalinas señaladas en
el perfil 1 global (Figura 52), con densidad de 2500 (kg/m3) y 0.035 S.I..
A primera instancia se observa un pick mayor magnético de unos 80 nT en el
kilómetro 30 aproximadamente, siendo modelado con el cuerpo A ubicado bajo
el monte Haddington, que posee mayor susceptibilidad magnética (0.081 S.I.),
seguido del segundo pick mayor con unos 50 Nt, modelado con el cuerpo C
(0.074 S.I.), y el tercer pick mayor con 1 nT con el cuerpo B y E (0.074 S.I. y 0.08
S.I. respectivamente). Estos cuatro cuerpos se pueden asociar a edificios
volcánicos que generarían el volcanismo neógeno alcalino, ya que son cuerpos
de elevadas susceptibilidades magnéticas y densidades asociadas a cuerpos
magmáticos (Catalán et al., 2013), y alcanzan profundidades superiores a los 5
±1 km, corroborado por el análisis de los espectros de potencia (tabla 2). El
cuerpo D se puede asociar a la faja de Dreadnought, con 0.06 S.I., ya que
representa una debilidad estructural en la isla (Ghidella et al., 2013).
75
Los cuerpos de color azul representan enjambres de diques que intruyen el
edificio volcánico (Ghidella et al. 2013), siendo cuerpos de menores
susceptibilidades en comparación con los cuerpos rojos (A, B, C, D y E) y se
encuentran a menor profundidad. Se observa una capa de sedimentos no
consolidados (ρ=2320, χ=0.001).
Figura 53: Perfil local modelado mediante GMSYS de Geosoft (2007) sobre la isla James Ross, densidades (D) en kg/m3 y susceptibilidades (S) en S.I.. Se indica la ubicación del perfil en el mapa.
(A) (B) (c)
(D) (E)
NO SE
76
Batimetría Local
A continuación, se presentan los resultados para la batimetría recolectada por
los cruceros NBP0107 Y NBP0602A, en las figuras 54 y 55 respectivamente.
En el primer mapa (Figura 54) se observa el fondo oceánico al este de la isla
James Ross (a unos 20 km de esta), y al noreste de la isla Seymour. Se identifica
en colores rojos las zonas con menor profundidad, ya que están cercanos a la
línea de costa de las islas aledañas, y en colores azules-morados los más
profundos, llegando a alcanzar unos 500 metros bajo el mar. Se pueden apreciar
en segmentos de color rojo, dos lineamientos que aparentan ser fallas
transcurrentes sinestrales, en donde se indica su sentido de movimiento.
También se puede identificar (señalado en un círculo rojo), un monte submarino,
que probablemente sea un edificio volcánico relicto, con una altitud de casi 300
metros.
La figura 55 muestra el fondo oceánico entre las islas Joinville y Dundee, con
una profundidad máxima de 825 m, y zonas más someras cercanas a la línea
costera, cabe mencionar que en las islas aledañas se encuentran centros
volcánicos activos (Figura 10), y en el mapa batimétrico se observan montes
submarinos que podrían ser centros volcánicos relictos (en círculos rojos). Se
identifican, mediante lineamientos color rojo, fallas transcurrentes sinestrales, en
donde se observa un movimiento de bloques con un desplazamiento aparente de
0.5 a 1 km de distancia. La flecha de color rojo indica el movimiento de los
bloques. Es importante señalar que las fallas transcurrentes sinestrales
presentadas en los mapas batimétricos, tienen una orientación NO-SE.
77
Figura 54: Batimetría recolectada por crucero NBP0107. Lineamiento rojo representa fallas transcurrentes
con movimiento sinestral, y en círculo rojo un monte submarino. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS 84 zona 21S.
N
N
78
Figura 55: Batimetría recolectada por crucero NBP0602A. Lineamiento rojo representa fallas transcurrentes
con movimiento sinestral, y en círculo rojo montes submarinos. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS 84 zona 21S.
N
N
79
CAPÍTULO V
5. DISCUSIONES
5.1 Comparación de modelos a profundidad
El perfil que modela los cuerpos a profundidad ilustrados en la figura 56, ha
sido comparado y relacionado con modelos de Yegoroba (2010) (Figura 57) y
Rey-Moral (2020) (Figura 58), que corresponden a perfiles que atraviesan la
península desde el estrecho de Bransfield hasta la parte oriental de la Península
Antártica. Las propiedades físicas, como la densidad y susceptibilidad, de los
cuerpos rocosos pertenecientes a estos modelos son comparables con los
generados en este trabajo (ver anexos 3 y 4).
A modo general se ve que las anomalías magnéticas predominantes sobre las
islas Shetland del Sur, y sobre la Península Antártica, así como también una zona
de menor gravedad en la zona de la isla James Ross, son comparables con el
modelo propuesto en este trabajo. Se puede identificar el manto a una
profundidad de 30 km aproximadamente, que justo bajo el estrecho de Bransfield,
asciende adelgazando la corteza continental. También en el modelo de Yegoroba
(2010) se ubica bajo este un batolito con una densidad de 3000 kg/m3, y en
ambos perfiles se modela un cuerpo de gabros que alcanza hasta bajo la
Península Antártica, de 2900 kg/m3 y 0,03 S.I.
La gran anomalía magnética presente sobre la Península Antárctica puede ser
comparable con el mayor pick de magnetismo calculado que se ubica sobre el
estrecho de Bransfield, esto se observa también en los modelos de Yegoroba et
al. (2010) (Figura 57) y de Rey-Moral (2020) (Figura 58), y se puede explicar por
la existencia de un cuerpo con alta susceptibilidad magnética, dado por un
ascenso mantélico que genera magmatismo en dichas zonas, como se propone
en este trabajo para los Rifts de Prince Gustav y Larsen de este trabajo, al igual
que en el Rift de Bransfield.
80
La gran diferencia de los modelos propuestos por Yegoroba et al. (2010) y Rey-
Moral (2020) con el modelo de este trabajo, es el uso de las componentes
regionales de cada anomalía, por lo que se modelaron cuerpos a una profundidad
de 25 km aproximadamente, calzando con la discontinuidad de Mohorovičić
(zona de transición entre la corteza y el manto terrestre), en donde se ubicó los
cuerpos que representa el magmatismo generado por descompresión adiabática
del manto.
Figura 56: Perfiles modelados mediante GMSYS de Geosoft (2007), densidades (D) en kg/m3 y susceptibilidades (S) en S.I.. Flechas rojas indican ascenso del manto, flechas azules indican extensión. EB: Estrecho de Bransfield; PA: Península Antártica; IJR: Isla James.
Figura 57: Modelo magnético-gravimétrico de la Península Antártica. Extraído de Yegoroba et al. (2010).
Las propiedades petrofísicas de los cuerpos modelados se describen en la tabla adyacente.
Yegoroba (2010)
Discontinuidad de Mohorovičić Ascenso
manto Ascenso
manto
Ascenso
manto
Rift Prince Gustav Rift Larsen
NO SE
81
Figura 58: Modelo magnético-gravimétrico de la Península Antártica. Extraído de Rey-Moral (2020). Las propiedades petrofísicas de los cuerpos modelados se describen en la tabla adyacente.
Catalán et al. (2013) determinaron un cuerpo anómalo por sobre del manto
ascendido en la zona del estrecho de Bransfield (Figura 59). La tabla con
densidades y susceptibilidades se observan en el anexo 5. Este cuerpo anómalo
se asoció a los edificios volcánicos del estrecho de Bransfield, que presentó una
susceptibilidad de 0.089 SI, comparable con los cuerpos modelados de los Rifts
de Prince Gustav y Larsen de este trabajo (Figura 52), con susceptibilidades
superiores a 0,07 SI. Estos cuerpos anómalos se interpretan como cámaras
magmáticas.
Rey-Moral (2020)
82
Figura 59: Modelo magnético-gravimétrico del estrecho de Bransfield. Extraído de Catalán et al. (2013).
5.2 Composición litológica
Una primera evidencia de la extensión que se ejerce en la Península Antártica
es la ubicación de volcanes activos con orientación SO-NE, que se disponen de
manera paralela a la isla James Ross (Figura 60). En los mapas de resultados
geofísicos, las anomalías van en sentido suroeste-noreste, concordando con las
PCMA y SSMA. La identificación de edificios volcánicos corrobora el ascenso
magmático, los cuales se observan en la figura 60. La isla Paulet representa un
pequeño edificio volcánico, con una plataforma basal compuesta de flujos de lava
basáltica del Pleistoceno tardío y un cono de ceniza probablemente del Holoceno
(Kraus et al., 2013). El grupo de volcanes cuaternarios denominado Seal
Nunataks, presenta fragmentos de basalto que pudieran indicar una actividad
volcánica reciente (Kraus et al., 2013). Estas evidencias volcánicas aportan al
83
conocimiento sobre la actividad de las zonas de Rifts en la zona oriental de la
Península Antártica.
Figura 60: Ubicación de los centros volcánicos indicados en puntos color rojo. Modificado de Kraus (2010). Las fotografías muestran al edificio volcánico Paulet Is. (superior) y al grupo volcánico Seal Nunataks (inferior), fotografías extraídas de Kraus et al. (2013) y fotografiadas por E. Domack.
Los volcanes orientales se componen de rocas basálticas alcalinas, quedando
evidenciado por el trabajo de Kraus et al. (2013) en donde analizó rocas del
Grupo Volcánico isla James Ross en un diagrama de Total Alkali Silica. Este tipo
de magma alcalino se origina en zonas profundas y se presenta típicamente en
ambientes de extensión, es decir, aperturas corticales, o puntos calientes (Araña
como rocas basálticas alcalinas (ρ=2500 kg/m3, χ=0.035 SI), mostrando similitud
composicional con los OIB (Smellie, 1987).
Como se puede apreciar en las tablas de propiedades geofísicas que
determinan la composición de los cuerpos en profundidad (tabla 3) en el modelo
de este trabajo (Figura 52), las litologías son identificables y comparables con las
densidades y susceptibilidades expresadas en las propiedades de rocas de
Telford et al. (1990), observables en el anexo 6. Se modela una capa de
sedimentos sobre el fondo oceánico de la Península Antártica, con densidad de
~2500 kg/m3. Para el caso de Basaltos Alcalínos (ρ=2500 kg/m3, χ=0.035 SI)
Paulet Is.
Seal Nunataks
N
84
pertenecientes a la isla James Ross, por tabla se conocen sus propiedades
teóricas de densidad 2.7-3.3 g/cm3 y susceptibilidad 0.0002-0.07 SI. El gabro
(ρ=2800-3000 kg/m3 y χ=0.02-0.07 SI) se reconoce por tabla, con densidad 2.7-
3.5 g/cm3 y susceptibilidad 0.001-0.09 SI.
5.3 Profundidad de las fuentes que generan las anomalías potenciales
Gracias al modelamiento en profundidad y al análisis del espectro de potencia,
utilizando las componentes regionales y residuales (dependiendo del caso), se
determinó la profundidad de las fuentes que generan las anomalías, gracias al
análisis de Spector y Grant (1970), dando como resultado que a unos 25 km (con
un error de ±3 km) la corteza se adelgaza (el techo del manto asciende),
asociándose este hallazgo a las localizaciones de las zonas de Rifts de Prince
Gustav y Larsen. Con respecto al perfil local ubicado en la isla James Ross, se
modelaron cuerpos basados en edificios volcánicos a ~5 km de profundidad (con
un error de ±1 km), en donde se observa ascenso magmático en la debilidad
estructural franja de Dreadnought, como también en la zona sureste de la isla,
asociado al Rift de Prince Gustav.
Este ascenso del manto se asemeja con el modelo de la deformación
astenosférica de una dorsal meso-oceánica (Lillie, 1999) (Figura 61) donde los
cuerpos anómalos pueden ubicarse dentro de la astenosfera y en la litosfera, y
que, por el mayor flujo de calor ascendente, se produce cambios en las
propiedades físicas de las rocas que las componen, existiendo material
parcialmente fundido. El modelo de Merle (2011) (Figura 62), ejemplifica esta
dinámica, pero para un sector con subducción de Placas, aplicable a la región de
la subducción de la ex Placa Fénix bajo la Antártica. El ascenso de la astenosfera
puede generar una tectónica de expansión cortical, sumándose al hecho de la
descompresión adiabática, comparándose, por tanto, con el modelo de
González-Ferrán (1985), el cual explica el volcanismo reciente debido a ese
mecanismo en las zonas del Rift de Bransfield, Prince Gustav y Larsen (Figura
63).
85
Figura 61: Topografía, límites de corteza/manto (Moho) y límite litósfera/astenosfera en régimen divergente.
Modificado de Lillie (1999).
Figura 62: Modelo de ascenso astenosférico. Extraído de Merle (2011) y modificado de Zou et al. (2008).
Figura 63: Rifts activos identificados en zonas de extensión y ascenso magmático (modificado de González-
Ferrán, 1985).
86
5.4 Modelo de esfuerzos
En el análisis geomorfológico a partir de la batimetría multihaz de los cruceros
NBP0107 y NBP0602a (Figura 54 y 55 respectivamente) se identificó estructuras
que pudieran corresponder a fallas transcurrentes sinestrales, esto debido a que
se intuye un movimiento en donde bloques de corteza submarina se encuentran
separadas por ~1 km. Este movimiento de bloques posee un sentido SE-NO, y
pueden ser asociadas al modelo de González-Casado (2000), que define un
régimen sinestral producto de la interacción entre la Placa de Scotia y Antártica.
El movimiento transcurrente sinestral de la Península se puede correlacionar con
el modelo de Riedel (Figura 64), pero a gran escala, debido a que se encuentran
fallas transcurrentes sinestrales (segmento morado en la figura 64), comparables
con las descritas en las figuras 54 y 55.
Figura 64: Posición espacial de estructuras continuas y discontinuas presentes dentro de un Modelo de Riedel sinestral. Extraído de Valdivia (2011).
87
Dentro de la Península Trinity, aparecen también fallas transcurrentes
sinestrales, pero en sentido SO-NE, extraídas de Riley et al. (2011), como se
observa en el mapa geológico de la figura 9 en segmentos color rojo. Estas fallas
se pueden comparar con las del segmento rojo en el mismo modelo de Riedel
(Figura 64), compartiendo orientación.
Los Rifts de Prince Gustav y Larsen (en segmentos amarillos), se podrían
explicar como una ramificación en sentido NE-SO, producto de la interacción
transcurrente sinestral entre las Placas Scotia y Antártica (Figura 8), cuyas
ubicaciones se presentan en el mapa geodinámico de la figura 65, en donde
también se señalan las fallas transcurrentes sinestrales locales. Estos Rifts se
comparan con el segmento de extensión en color amarillo del modelo de Riedel
(Figura 64).
Tomando en cuenta la interacción de la Placa Scotia con la Placa Antártica
(Figura 8), el esfuerzo mayor (σ1) tiene sentido NE-SO, y genera un σ3, es decir,
una extensión en sentido perpendicular (sentido NO-SE), por lo que podría
generar una descompresión adiabática (generación magmática por
descompresión), que podría explicar el ascenso de magma proveniente de la
astenósfera (basándose en el tipo de magma alcalino), y formar los llamados Rift
de Prince Gustav y de Larsen (en segmentos color amarillo), como la ramificación
de la interacción de Placas, que poseen orientación NO-SE, como se señala en
los mapas gravimétricos y magnéticos. Se identifican además los tensores de
esfuerzos de Riedel, que se amplían de manera regional a la Península Antártica.
Las flechas azules indican la extensión que producen los Rifts generados por
la descompresión adiabática. Nótese que el Rift de Prince Gustav cruza
paralelamente a la faja de Dreadnought, por lo que pueden tener una génesis
compartida. La ubicación de las zonas de Rift propuestas fue en base a los mapas
de anomalías potenciales gravimétricos y magnéticos, como también a los
centros volcánicos activos de Kraus et al. (2013), en donde se aprecia un sentido
SO-NE, relacionado con la dirección de la extensión cortical.
88
Figura 65: Mapa geodinámico final esquemático, elaboración propia. Flechas indican el tensor de esfuerzo
de extensión. Líneas segmentadas indican posible continuidad. Sistema de referencia de coordenadas UTM
datum WGS 84 zona 21S.
89
CAPITULO VI
6. CONCLUSIONES
La anomalía gravimétrica de Bouguer completa ayudó a comprender que
existe una mayor masa continental bajo la misma Península (calculada a unos
~28 km de profundidad) expresado con valores bajos de ~25 mGal, en contraste
con el estrecho de Bransfield que se observa una menor cantidad de masa, es
decir, menor corteza, debido a que existe la zona de Rift y un adelgazamiento
cortical en esa zona (calculada a unos ~20 km de profundidad), expresado en un
pick con valores de ~120 mGal. Un efecto similar se presenta en la parte oriental
de la Península, en sentido noreste-suroeste, que se observan zonas puntuales
con menor masa continental, justo en las zonas de los Rifts de Larsen y Prince
Gustav, con ~60 mGal, indicando una corteza delgada producto de régimen de
extensión, con base a ~20 km.
El análisis magnético a escala global demostró que sobre la Península se
genera una anomalía con sentido NE-SO y valores del orden de los ~100 nT
(PCMA), que posee una intensidad similar con la anomalía perteneciente al Rift
de Bransfield (SSMA) de ~130 nT, por lo que los procesos que las generan
poseen una génesis similar, lo cual evidencia la existencia de una zona de Rifts
en el margen oriental de la Península Antártica.
La batimetría multihaz permitió encontrar prominentes estructuras del fondo
marino interpretadas como zonas de fallas de rumbo sinestrales, con
movimientos de bloques de hasta ~1 km, y también posibles volcanes
submarinos relictos. Esto ayudó a asociar la zona con el modelo de Riedel pero
a gran escala, debido a que estas fallas son producto de un movimiento mayor,
referente a la interacción de la Placa de Scotia y Antártica.
Con el espectro de potencia de las componentes regionales de las anomalías
gravimétricas y magnéticas, se pudo calcular la profundidad de los cuerpos que
generan las anomalías potenciales observables en superficie, que se ubican a
90
unos ~25 km, asociado a magma proveniente de ascenso del manto que se
generó por descompresión adiabática, resultado del régimen extensional de la
interacción entre la Placa de Scotia y la Placa Antártica, evidenciado por
adelgazamiento cortical en la parte oriental de la península. Este magma que
asciende genera el volcanismo neógeno de los Rifts Prince Gustav y Larsen en
sentido noreste a suroeste paralelo a la península, como una ramificación de la
interacción de las Placas, corroborando la existencia de dichos Rifts. Bajo la isla
James Ross, se determinó a unos ~6 km edificios volcánicos y diques asociados
de composición máfica alcalina, con una susceptibilidad magnética superior a
0.06 SI.
Se pudo evidenciar un movimiento transcurrente sinestral que inicia la
extensión en sentido NO-SE, cuyo tensor de esfuerzo genera magmatismo por
descompresión adiabática que se encuentra en los volcanes activos del Rift de
Prince Gustav y Larsen, quedando demostrado por el análisis de anomalías
magnéticas y gravimétricas mediante la transformada de Fourier.
Por lo tanto, se comprueba la existencia de dichas zonas de Rift propuestas
por González-Ferrán (1985) en el margen oriental de la Península Antártica
identificando el adelgazamiento cortical asociado a la extensión NO-SE producto
del régimen transcurrente de carácter sinestral de la interacción entre la Placa
Scotia y la Placa Antártica propuesto por González-Casado (2000), aprobando la
hipótesis formulada.
91
REFERENCIAS
Araña, V. y Ortiz, R. (1984). Volcanología, CSIC-Ed. Rueda, 528 pp.
Barker, P.F. (1982). The Cenozoic subduction history of the Pacific margin of the
Antarctic Peninsula: ridge crest-trench interactions. Journal of the Geological
Society, 139 (6): 787- 801.
Barker, P.F., Dalziel, I.W.D., y Storey, B.C., (1991), Tectonic development of the
Scotia Arc region, in Tingey, R.J., ed., Antarctic geology: Oxford, UK, Oxford
University Press, p. 215–248.
Burton-Johnson, A., y Riley, T. R. (2015). Autochthonous v. accreted terrane
development of continental margins: a revisedin situtectonic history of the
Antarctic Peninsula. Journal of the Geological Society, 172(6), 822–835.
doi:10.1144/jgs2014-110
Cande, S.C.; Herron, E.M.; y Hall, B.R. (1982). The early Cenozoic tectonic
history of the southeast Pacific. Earth and Planetary Science Letters, 57 (1):
63-74.
Catalán, M., Galindo-Zaldivar, J., Davila, J. M., Martos, Y. M., Maldonado, A.,
Gambôa, L., y Schreider, A. A. (2013). Initial stages of oceanic spreading in
the Bransfield Rift from magnetic and gravity data analysis. Tectonophysics,
585, 102–112. doi:10.1016/j.tecto.2012.09.016
Del Valle, R.A. y Scasso, R.A. (2004). Límite de la cuenca Larsen en la península
Tabarin, Antártida. Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 38-44.
92
Dietrich, R.; Dach, R.; Engelhardt, G.; Ihde, J.; Korth, W.; Kutterer, H.; Lindner,
K.; Mayer, M.; Menge, F.; Miller, H.; Müller, C.; Niemeier, W.; Perlt, J.; Pohl,
M.; Salbach, H.; Schenke, H.-W.; Schöne, T.; Seeber, G.; Veit, A.; y Völksen,
C. (2000). Ergebnisse der SCAR GPS Kampagnen-ITRF-Koordinaten und
Geschwindigkeiten. In Deutsche Beiträge zu GPS-Kampagnen des Scientific
Committee on Antarctic Research (SCAR) (Dietrich, R.; editor), 1995-1998,
Reihe B, Angewandte Geodäsie 310: 11-20.
Dobrin, M. (1961). “Introducción a la Prospección Geofísica”. Ediciones Omega
S. A., Barcelona.
Domack, E., (2014). Ship-based Trackline Geophysical Data (MGD77) acquired
during the Nathaniel B. Palmer expedition NBP0003 (2000). Integrated Earth
Data Applications (IEDA). doi:10.1594/IEDA/314953
Ferraccioli, F., Gambetta, M. y Bozzo, E. (1998). Microlevelling procedures
applied to regional aeromagnetic data: an example from the Transantarctic
Mountains (Antarctica). Geophysical Prospecting 46: 177-196.
Forsberg, R., Olesen, A. V., Ferraccioli, F., Jordan, T. A., Matsuoka, K., Zakrajsek,
A., y Greenbaum, J. S. (2017). Exploring the Recovery Lakes region and
interior Dronning Maud Land, East Antarctica, with airborne gravity, magnetic
and radar measurements. Geological Society, London, Special Publications,
461(1), 23–34.
Forsyth, D.W. (1975). Fault plane solutions and tectonics of the south Atlantic and
Scotia Sea. Journal of Geophysical Research, 80 (11): 1429-1443.
Galindo-Zaldivar, J., Jabaloy, A., Maldonado, A. y Galdeano, C., (1996).
Continental fragmentation along the South Scotia Ridge transcurrent plate
boundary (NE Antarctic Peninsula), Tectonophysics, 258, 275–301.
93
Galindo-Zaldı́var, J., Balanyá, J. C., Bohoyo, F., Jabaloy, A., Maldonado, A.,
Martı́nez-Martı́nez, J. M., y Suriñach, E. (2002). Active crustal fragmentation
along the Scotia–Antarctic plate boundary east of the South Orkney
Microcontinent (Antarctica). Earth and Planetary Science Letters, 204(1-2),
33–46.doi:10.1016/s0012-821x(02)00959-7
Galindo-Zaldivar, J., Gambo, L., Maldonado, A., Nakao, S. y Bochu, Y., (2004).
Tectonic development of the Bransfield Basin and its prolongation to the South
Scotia Ridge, northern Antarctic Peninsula, Mar. Geol., 6, 267–282.
GEBCO Compilation Group. (2020). GEBCO 2020 Grid.
https://doi.org/10.5285/a29c5465-b138-234d-e053-6c86abc040b9
Geosoft Inc. (2007). Montaj MAGMAP Filtering: 2D frecuency domain processing
of potential field data extension for Oasis montaj v.4. Tutorial. Canada: 82 p.
Ghidella, M.E., Zambrano, O.M., Ferraccioli, F., Lirio, J.M., Zakrajsek, A.F.,
Jordan, T.A., y Ferris, J., (2013). Análisis aeromagnético de la cuenca James
Ross, Península Antártica. Revista de la Asociacion Geologica Argentina 70,
564–576.
Golynsky, A. V; Ferraccioli, F.; Hong, J. K.; Golynsky, D.A; von Frese, R.R.B;
Young, Duncan A; Blankenship, Donald D; Holt, John W; Ivanov, Sergey V;
Kiselev, A.V; Masolov, V.N; Eagles, G.; Gohl, K.; Jokat, W.; Damaske, Detlef;
Finn, Carol A; Aitken, Alan; Bell, Robin E; Armadillo, Egidio; Jordan, Tom A;
Greenbaum, Jamin S; Bozzo, Emanuele; Caneva, Giorgio; Forsberg, René;
Ghidella, Marta E; Galíndo-Zaldívar, Jesús; Bohoyo, Fernando; Martos,
Yasmina M; Nogi, Yoshifumi; Quartini, Enrica; Kim, Hyung Rae; y Roberts,
Jason L (2018): ADMAP2 Magnetic anomaly map of the Antarctic - links to files.
PANGAEA, https://doi.org/10.1594/PANGAEA.892724, Supplement to:
Golynsky, AV et al. (2018): New magnetic anomaly map of the Antarctic.
94
Geophysical Research Letters, 45(13), 6437-6449,
https://doi.org/10.1029/2018GL078153
Gómez, D. (2001). La estructura de la corteza de la zona central de la península
Ibérica. Ph. D. Tesis. Universidad Complutense de Madrid. Madrid.
Gonzalez‐Casado, J. M., Giner‐Robles, J. L., y Lopez‐Martinez, J., (2000).
Bransfield basin, Antarctic Peninsula: Not a normal baskarc basin, Geology,
28, 1043– 1046
González-Ferrán, O. (1985). Volcanic y tectonic evolution of the northern
Antarctic Peninsula – late Cenozoic to recent. Tectonophysics, 114 (1-4): 389-
409.
Grácia, E., Canals,M., Farrán,M., Prieto,M.J., Sorribas, J., y GEBRATeam,
(1996). Morpho-structure and evolution of the Central and Eastern the
Bransfield (NW Antarctic Peninsula), Mar. geophys. Res., 18, 429–448.
Henriet, J.P.; Meissner, R.; Miller, H.; y The GRAPE Team. (1992). Active margin
processes along the Antarctic Peninsula. Tectonophysics, 201 (3-4): 229-253.
Hole, M.J., Saunders, A.D., Rogers, G. y Sykes, M.A. (1995). The relationship
between alkaline magmatism, lithospheric extension and slab window
formation along continental destructive plate margins. In Smellie, J.L., ed.
Volcanism associated with extension at consuming plate margins. Geological
Society of London, Special Publications, 81, 265–285.
Johnson, A.C., (1999). Interpretation of new aeromagnetic anomaly data from
central Antarctic Peninsula, J. geophys. Res., 104, 5031–5046.
95
Jordan, T.A., Ferraccioli, F., Jones, P.C., Smellie, J.L., Ghidella, M.E. y Corr, H.
(2009). Airborne gravity reveals interior of Antarctic volcano. Physics of the
Earth and Planetary Interiors 175: 127-136
Kraus, S.; y Kurbatov, A. (2010). Capítulo 5: Chemical fingerprint of bulk tephra
from Late Pleistocene / Holocene volcanoes in the northern Antarctic Peninsula
area. In Antarctica: Global, Environmental and Economic Issues (Mulder, T.J.;
editor). Nova Publishers, New York: 193-215.
Kraus, S.; Kurbatov, A.V.; y Yates, M., (2013). Geochemical signatures of tephras
from Quaternary Antarctic Peninsula volcanoes. Andean Geol., 40 (2013), pp.
1-40
Larson, R.L.; y Chase, C.G. (1972). Late Mesozoic evolution of the western
Pacific ocean. Geological Society of America Bulletin, 83 (12): 3627-3644.
Larter, R.D.; y Barker, P.F. (1991). Effects of ridge crest-trench interaction on
Antarctic-Phoenix Spreading: forces on a young subducting plate. Journal of
Geophysical Research, 96 (B12): 19583-19607.
Lillie, R. (1999), Whole Earth Geophysics, 321 pp., Prentice-Hall, UpperSaddle
River, N. J.
Lindeque, A., Martos, Y.M., Gohl, K., y Maldonado, A., (2013). Deep-sea pre-
glacial to glacial sedimentation in the Weddell Sea and southern Scotia Sea
from a cross basin seismic transect. Mar. Geol. 336, 61 –83.
Livermore, R., Nankivell, A., Eagles, G., y Morris, P., (2005). Paleogene Opening
of Drake Passage. Earth and Planetary Science Letters, 236 (1–2), 459-70.
96
Lawver, L.A., Sloan, B.J., Barker, D.H.N., Ghidella, M., Von Herzen, R.P., Keller,
R.A., Klinkhammer, G.P., y Chin, C.S., (1996). Distributed, active extension in
Bransfield Basin, Antarctic Peninsula: Evidence from multibeam bathymetry:
GSA Today, v. 6, no. 11, p. 1–6.
Leat, P.T., Scarrow, J.H. y Millar, I.L. (1995). On the Antarctic Peninsula batholith.
Geological Magazine, 132, 399–412.
Majdanski, M., Sroda, P., Malinowski, M., Czuba, W., Grad, M., Guterch, A. y
Hegedus, E., (2008). 3D seismic model of the uppermost crust of the Admiralty
Bay area, King George Island, West Antarctica, Polish Polar Res., 29(4), 311–
316.
Maldonado, A., Larter, R.D., y Aldaya, F., (1994), Forearc tectonic evolution of
the South Shetland Margin, Antarctic Peninsula: Tectonics, v. 13, p. 1345–
1370.
Maslanyj, M.P., Garrett, S.W., Johnson, A.C., Renner, R.G.B. y Smith,A.M.,
(1991). Aeromagnetic anomaly map of West Antarctica, BAS GEOMAP Series,
Geophysical Map and Supplementary Text, British Antarctic Survey,
Cambridge, p. 37.
Maus, S., et al. (2009), EMAG2: A 2–arc min resolution Earth Magnetic Anomaly
Grid compiled from satellite, airborne, and marine magnetic measurements,
Geochem. Geophys. Geosyst., 10, Q08005, doi:10.1029/2009GC002471.
Medreros, I. (2009). Modelaje geofísico de la región Farriar-Morón, estados
Yaracuy y Carabobo. (Tesis de Pregrado). Universidad Central de Venezuela,
Venezuela.
Merle, O. (2011). A simple continental Rift classification. Tectonophysics,
513(1-4), 88–95. doi:10.1016/j.tecto.2011.10.004
97
McCarron, J.J.; y Larter, R.D. (1998). Late Cretaceous to early Tertiary subduction
history of the Antarctic Peninsula. Journal of the Geological Society, 155 (2):
255-268.
Nettleton, L. L., (1976). Gravity and Magnetics in Oil Prospecting. McGraw Hill,
International Series in The Earth and Planetary Sciences. 453 p.
Niu, Y. (2018). Geological understanding of plate tectonics: Basic concepts,
illustrations, examples and new perspectives. Global Tectonics and
Metallogeny, 10(1), 23–46.
Ortega, A. (2014). Modelo de fuentes de anomalías gravimétricas regional y
locales del volcán Galeras, asociadas a su estado de actividad entre junio 2008
– abril de 2009 (Tesis de maestría). Universidad Nacional de Colombia,
Colombia.
Parasni, D. (1970). “Principios de Geofísica Minera”. Editorial Paraninfo, Madrid.
Parra E., J.; Gonzalez-Ferran, O.; y Bannister P., J. (2010), Aaeromagnetic
survey over the south shetland islands, Bransfield strait and parto of the
Antarctic Peninsula. Revista Geológica de Chile.
Pelayo, A.M. y Wiens, D.A., (1989). Seismotectonics and relative plate motions in
the Scotia Sea Region, J. geophys. Res., 94, 7293–7320.
Pérez, E. (2017). Modelamiento e interpretación de datos magnéticos y
gravimétricos en la caracterización de un depósito tipo IOCG (Tesis de
Magister). Universidad de Chile, Chile.
Rey Moral, C., Bohoyo, F., Druet, M., Golynsky, A., y Galindo Zaldívar, J. (2020).
Estudio del margen oriental de la Península Antártica a partir de datos
gravimétricos y magnéticos.
98
Reynolds, J. M. (1997). An Introduction to applied environmental geophysics.
Jhon Wiley and Sons Ltda. England. 796 p.
Riley, T.R., Flowerdew, M.J.; y Haselwimmer, C.E. (2011). Geological Map of
Eastern Graham Land, Antarctic Peninsula (1:625 000 scale). BAS GEOMAP
2 Series, sheet 1, British Antarctic Survey, Cambridge, UK.
Robertson-Maurice, S. D., Wiens, D. A., Shore, P. J., Vera, E., y Dorman, L. M.
(2002). Seismicity and tectonics of the South Shetland Islands and Bransfield
Strait from a regional broadband seismograph deployment. Journal of
Geophysical Research, 108(B10), 2461.
https://doi.org/10.1029/2003JB002416.
Rossello, E.A., (2001). “Sistemas tectónicos transcurrentes: una síntesis de sus
condiciones mecánicas y aplicaciones geoeconómicas”. Revista Avances en
Microtectónica. Serie D: Publicación Especial N° 5: 19-43.
Ryan, W. B. F., S.M. Carbotte, J. Coplan, S. O'Hara, A. Melkonian, R. Arko, R.A.
Weissel, V. Ferrini, A. Goodwillie, F. Nitsche, J. Bonczkowski, y R. Zemsky
(2009). Global Multi-Resolution Topography (GMRT) synthesis data set,
Geochem. Geophys. Geosyst., 10, Q03014, doi:10.1029/2008GC002332.
Saunders, A.D. (1982). Petrology and geochemistry of alkali-basalts from Jason
Peninsula, Oscar II Coast, Graham Land. British Antarctic Survey Bulletin, 55,
1–9.
Smellie, J.L. (1987). Geochemistry and tectonic setting of alkaline volcanic rocks
in the Antarctic Peninsula: A review. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, 32, 269–285.
Smellie, J.L. (1999a). The upper Cenozoic tephra record in the South Polar
region: a review. Global and Planetary Change 21: 51-70.
99
Smellie, J. L., McIntosh, W. C., Esser, R. y Fretwell, P. (2006b). The Cape Purvis
volcano, Dundee Island (northern Antarctic Peninsula): late Pleistocene age,
eruptive processes and implications for a glacial palaeoenvironment. Ant. Sci.,
18(3), 399-408.
Strelin, J. y Malagnino, E.C. (1992). Geomorfologia de la Isla James Ross. En:
Rinaldi, C.A. (ed.) Geologia de la Isla James Ross. Instituto Antártico
Argentino, 7-35, Buenos Aires.
Thomson, M.R.A. y Pankhurst, R.J. (1983). Age of post-Gondwanian calcalkaline
volcanism in the Antarctic Peninsula region. In: Oliver, R.J., James, P.R. y
Jago, J.B. (eds) Antarctic ----Thomson, M.R.A. y Tranter, T.H. 1986. Early
Jurassic fossils from central Alexander Island and their geological setting.
British Antarctic Survey Bulletin, 70, 23–39.
Telford, W.M., Gledart, L.P., y Sheriff, R.E., (1990). Applied Geophysics, 2nd ed.
Cambridge University Press, Cambridge, UK.
Tikoff, B.; y Teyssier, C. (1994). Strain modeling of displacement –
fieldpartitioningin transpressional orogens. Journal of Structural Geology, 16
(11): 1575-1588.
Toledo, J. (2018). Procesamiento e interpretación de datos gravimétricos de la
región de Pargüaza, estado Bolívar. Universidad Central de Venezuela.
Valdivia, C.M. (2011). Características estructurales del límite entre las subzonas
Sierra del Rosario y Bahía Honda en el sector San Juan de Sagua –Rancho
Canelo. Universidad de Pinar del Río
Wendt, A.S., Vaughan, A.P.M. y Tate, A. (2008). Metamorphic rocks in the
Antarctic Peninsula region. Geological Magazine, 145, 655–676.
100
Yegorova, T., Bakhmutov, V., Janik, T., y Grad, M. (2010). Joint geophysical and
petrological models for the lithosphere structure of the Antarctic Peninsula
continental margin. Geophysical Journal International, 184(1), 90–110.
doi:10.1111/j.1365-246x.2010.04867.x
Zou, H., Fan, Q., y Yao, Y. (2008). U–Th systematics of dispersed young
volcanoes in NE China: Asthenosphere upwelling caused by piling up and
upward thickening of stagnant Pacific slab. Chemical Geology, 255(1-2), 134–
142. doi:10.1016/j.chemgeo.2008.06.022
101
Anexos
Anexo 1: Parámetros de datos gravimétricos de SatGravRET2014 (Sheinert et
al., 2016).
# Name Short Name Unit Principal
Investigator Method Comment
1 x x Scheinert, Mirko In km
2 y y Scheinert, Mirko In km
3 LONGITUDE Longitude Scheinert, Mirko Geocode
4 LATITUDE Latitude Scheinert, Mirko Geocode
5
Height
above
ellipsoid
H-Ell m Scheinert, Mirko
From Bedmap2 (Fretwell et al.,
2013, doi:10.5194/tc-7-375-
2013), (w.r.t. WGS84, geoid
model: EIGEN-GL04C) in area
north of 60 degree South set to
0.0 (corresponds to sea level)
6 Orthometric
height Ortho height m Scheinert, Mirko
From Bedmap2 (Fretwell et al.,
2013, doi:10.5194/tc-7-375-
2013), (w.r.t. WGS84, geoid
model: EIGEN-GL04C) in area
north of 60 degree South set to
0.0 (corresponds to sea level)
7
Free-air
gravity
anomaly
FAGA mGal Scheinert, Mirko
8 Accuaracy Accuaracy Scheinert, Mirko Given in mGal. RMS, propagated
from a priori standart deviation
9 Bouguer
anomaly Bouguer mGal Scheinert, Mirko
Complete Bouguer gravity
anomaly
102
Anexo 2: Parámetros de datos gravimétricos de EMAG2v3 (Maus et al., 2009).
Columna 1 i grid column/longitude index
Columna 2 j grid row/latitude index
Columna 3 LON Geographic Longitude WGS84 (decimal degrees)
Columna 4 LAT Geographic Latitude WGS84 (decimal degrees)
Columna 5 Sea Level Magnetic Anomaly Value at Sea Level(nT)
Columna 6 UpCont Magnetic Anomaly Value at continuous 4 km altitude (nT)
Columna 7 Code Data Source Code
Columna 8 Error Error Estimate (nT)
Anexo 3: Propiedades físicas de los complejos rocosos de la Península Antártica.
Modificado de Yegoroba et al. (2010).
Complejo Composición de la roca Densidad (g/m-3) Comentarios
ρSuceptibilidad ae,
(SI)
NRM (A m-1)
(A m-1)
Rocas volcánicas del
Mesozoico-Cenozoico
Andesita, basalto,
diabasa.2.53-2.94 2.78 0.001-0.12 0.037 0.002-2.85 0.41 *
Basalto, andesita, riolita. 2.7 0.017 Garrett (1990)
Riolita, dacita. 2.66-2.83 2.71 0.016 Lebedev et al. (2002)
Andesita, basalto,
dolerita.2.88 0.016-0.133 0.044 Lebedev et al. (2002)
Compleco plutónico
Mesozoico-CenozoicoGranodiorita, granito 2.61-2.85 2.71 0.002-0.084 0.035 0.033-1.07 0.366 *
Granito. 2.62 0.008 Garrett (1990)
Granodiorita. 2.69 Garrett (1990)
Diorita, Granodiorita. 2.72 0.02 Garrett (1990)
Granito. 2.59-2.64 2.61 0.016 Lebedev et al. (2002)
Granodiorita 2.61-2.72 2.65 0.016-0.033 0.022 Lebedev et al. (2002)
Diorita. 2.70-2.82 2.75 0.024-0.140 0.061 Lebedev et al. (2002)
Gabro, gabro-anortosita. 2.74-3.17 2.86 0.001-0.25 0.064 0.06-9.3 1.93 *
Gabro. 2.84 0.033 0.02-10.9 2.3 Garrett (1990)
Prámetros magnéticos
Nota: Los números arriba de la linea muestra un rango de datos (valor mínimo a máximo), mientras los números solos indican el valor
promedio del parámetro. El símbolo * me marca los datos recolectados durante la expedición Antártica Ucraniana.
103
Anexo 4: Propiedades físicas de los complejos rocosos de la Península Antártica.
Modificado de Rey-Moral (2020).
Anexo 5: Propiedades físicas de los complejos rocosos de la Península Antártica.
Modificado de Catalán et al. (2013).
Unidad Geológica DENSIDAD (kg/m3) SUSCEPTIBILIDAD (SI)
Hielo 915 0
Agua 1030 0
Sedimentos 2300-2500 0.00001
Diques 2800-2900 0.05-0.12
Lava-piroclastos 2500 0.00001
Lutitas-arenas-areniscas 2200 0.00001-0.02
Metasedimentos 2850-2900 0.00001-0.03
Gabros-PMA 2800-3000 0.02-0.07
Corteza continental 2670 0.00001-0.01
Corteza de transición 2800 0.01-002
Manto 3300 0.01
Unidad Densidad ρ (kg/m3) Susceptibilidad χ (S.I.)
Agua de mar 1640 0
Capa de sedimentos 2100 0
Corteza superior 2800 0-0.005
Corteza media 2800 0-0.03
Corteza inferior 2900 0
Manto 3030 0
Cuerpo anómalo 2800 0.089
Edificio volcánico 2400 0.004
104
Anexo 6: Densidades y susceptibilidades magnéticas de distintos tipos de rocas
(Telford et al., 1990).
Tipo Rango Promedio
Sedimentos (mojados)
Suelo 1.2-2.4 1.92
Arcilla 1-63-2.6 2.21
Grava 1.7-2.4 2
Arena 1.7-2.3 2
Arenisca 1.61-2.75 2.35
Pizarra 1.77-3.2 2.4
Caliza 1.93-2.90 2.55
Dolomita 2.28-2.90 2.7
Sedimentarias Prom. 2.5
Igneas
Riolita 2.35-2.70 2.52
Andesita 2.4-2.8 2.61
Granito 2.50-2.81 2.64
Granodiorita 2.67-2.79 2.73
Pórfido 2.60-2.89 2.74
Diorita de Cuarzo 2.62-2.96 2.79
Diorita de Cuarzo 2.72-2.99 2.85
Lavas 2.80-3.00 2.9
Diabasa 2.50-3.20 2.91
Basalto 2.70-3.30 2.92
Gabro 2.70-3.50 3.03
Peridotita 2.78-3.37 3.15
Ígneas ácidas 2.30-3.11 2.61
Ígneas básicas 2.09-3.17 2.79
Metamórficas
Cuarcita 2.5-2.70 2.6
Esquisto 2.39-2.09 2.64
Grauvaca 2.6-2.7 2.65
Marmol 2.6-2.9 2.75
Serpentinita 2.4-3.10 2.78
Pizarra 2.7-2.1 2.79
Gneis 2.59-3.0 2.8
Anfibolita 2.90-3.04 2.96
Eclogita 3.2-3.54 3.37
Densidades (g/cm3)
Tipo Rango Promedio
Sedimentaria
Dolomitas 0-0.9 0.1
Calizas 0-3 0.3
Areniscas 0-20 0.4
Lutitas 0.01-15 0.6
Sedimentarias Prom.
Metamórficas
Anfibolita 0.7
Esquisto 0.3-3 1.4
Filita 1.5
Gneis 0.1-25
Cuarcita 4
Serpentina 3.0-17
Pizarra 0-35 6
Metamórficas Prom. 0-70 4.2
Igneas
Granito 0-50 2.5
Riolita 0.2-35
Dolorita 1.0-35 17
Augita-Syenita 30-40
Olivino-diabasa 25
Diabasa 1-160 55
Pórfido 0.3-200 60
Gabro 1.0-90 70
Basaltos 0.2-175 70
Diorita 0.6-120 85
Piroxenita 125
Perioditita 90-200 150
Andesita 160
Ígneas ácidas 0-80 8
Ígneas básicas 0.5-97 25
Susceptibilidad x 103 (S.I.)