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Analisis de la dispersion geomagnetica registrada por las rocas magmaticas de Iberia durante el Jurasico y datos paleomagneticos preliminares del volcanismo jurasico del sureste del Sistema Iberico.

Analysis of the Jurassic geomagnetic dispersion recorded by the Iberian magmatism and preliminary palaeomagnetic data of Jurassic volcanic rocks from the southeast Iberian Ranges

1. INTRODUCCION

En el presente trabajo se analiza el campo geomagnetico en epoca Jurasica desde dos vertientes. Por un lado, se evalua la Variacion Paleosecular en esta epoca a partir del registro existente de rocas magmaticas en Iberia y se compara con la obtenida globalmente en esa epoca a diferentes paleolatitudes. Por otro lado, se aportan datos paleomagneticos preliminares en rocas volcanicas jurasicas del sureste del Sistema Iberico. Estas rocas presentan evidencias de remanencias originales, pero el analisis de la Variacion Paleosecular y de la paleolatitud de los resultados obtenidos, y su comparacion con las de otros datos jurasicos procedentes de otras placas y de Iberia, reflejan que se necesita un mayor numero de sitios para obtener un registro fidedigno de la direccion del paleocampo asociado al momento de erupcion de este volcanismo.

Los estudios de Variacion Paleosecular (PSV, en ingles) analizan el registro de la variacion espaciotemporal (en direccion e intensidad) del campo magnetico terrestre durante epocas pasadas, surgida de la dinamo responsable de la generacion del campo interno de la Tierra. Para evaluar la PSV se utilizan primordialmente las magnetizaciones originales (sobre todo, la informacion direccional en declinacion e inclinacion) de rocas magmaticas de edad conocida, debido a que el proceso de adquisicion de estas magnetizaciones (termorremanencia) refleja registros instantaneos y fidedignos del campo geomagnetico. Las rocas sedimentarias, por ejemplo, pueden registrar el campo geomagnetico con errores de inclinacion o retrasos en el tiempo de adquisicion con respecto al momento de su deposicion. Los ultimos 5 Ma es la epoca en la que la PSV ha sido mas estudiada y mejor representada latitudinalmente en ambos hemisferios, dada la mayoritaria presencia de afloramientos magmaticos de edad reciente, y siendo ademas un periodo de tiempo suficientemente corto como para poder despreciar los efectos de la deriva de los continentes. En cambio, para epocas mas antiguas, la PSV del campo geomagnetico esta mucho mas pobremente representada, debido a la decreciente disponibilidad de afloramientos y a otros problemas relacionados con la tectonica o con la presencia de remagnetizaciones, aunque se reconoce su variacion relativa en el pasado.

El analisis de la PSV para una epoca determinada suele realizarse evaluando la dependencia de la dispersion angular de Polos Geomagneticos Virtuales (VGPs, en ingles) en funcion de la (paleo)latitud. Aunque es dificil describir la forma de estas curvas de dispersion geomagnetica en funcion de procesos fisicos, el asi llamado "Modelo G" (McFadden et al. 1988) se ajusta a las curvas de dispersion de VGPs observadas durante los ultimos 200 Ma (McFadden et al. 1991), que solamente en la ventana temporal de los ultimos 5 Ma cuentan con abundantes datos uniformemente distribuidos en paleolatitud. Este "Modelo G" describe la dispersion, S, de VGPs en terminos de dos distintas contribuciones del campo geomagnetico; una simetrica (constante) y otra antisimetrica (dependiente de la latitud X), de la forma: S = [([a.sup.2] + [(b[lambda]).sup.2]).sup.0.5]. Este modelo sigue actualmente vigente aunque recientemente el aumento de la dispersion a latitudes altas se ha discutido en la ventana de los ultimos 5 Ma (Johnson et al., 2008).

Diferentes estudios han tratado de analizar la estabilidad geomagnetica en el pasado dilucidando la existencia de una relacion entre las distintas tasas de inversion del campo geomagnetico a lo largo de su historia y las diferentes curvas de dispersion geomagnetica observadas, (p.e., Biggin et al., 2008). Estos autores analizan una nueva seleccion de datos paleomagneticos correspondientes a dos diferentes periodos, el "supercron" cretacico de polaridad normal (84-125 Ma) y el periodo Jurasico (145-200 Ma) caracterizado por una elevada tasa media de inversion de polaridad, encontrando diferencias entre las respectivas curvas de dispersion de VGPs con respecto a los ultimos 5 Ma (y tambien respecto a las previamente analizadas por McFadden et al., 1991, si bien el periodo Jurasico no esta completamente representado en latitud).

En este estudio se aborda la dispersion de los VGPs de rocas magmaticas jurasicas de Iberia, para ser a continuacion comparada con la de datos paleomagneticos de otras rocas magmaticas jurasicas globalmente distribuidos. Para ello se analizaran los resultados paleomagneticos previos existentes, que se concentran en el dique de Messejana-Plasencia. Este es una intrusion perteneciente a la Provincia Magmatica del Atlantico Central (~200 Ma), que atraviesa de forma continua una distancia de unos 530 km, aflorando desde el sur de Portugal en direccion N-NE hasta el borde norte del Sistema Central Espanol, donde desaparece bajo la cobertera cenozoica de la Cuenca del Duero (figura 1).

Ademas se analizan los primeros resultados paleomagneticos obtenidos en los afloramientos volcanicos de edad jurasica del Sistema Iberico, muestreados en la Sierra de Javalambre (figura 1), presentados en un congreso nacional (Palencia et al., 2000). Estudios paleomagneticos previos realizados en el Sistema Iberico en rocas del Triasico superior y del Jurasico medio (Oxfordiense) (Osete et al., 1997; Juarez et al., 1998) indican que, salvo perturbaciones tectonicas localizadas en una region proxima a Sierra Palomera, la mayor parte del Sistema Iberico puede ser considerada representativa de Iberia estable. Por tanto, los datos paleomagneticos obtenidos en el volcanismo jurasico de la Sierra de Javalambre podrian en principio ser potencialmente utilizados en la determinacion de un nuevo Polo de edad Jurasico inferior-medio para la Placa Iberica.

[FIGURA 1 OMITIR]

En este estudio se describen las caracteristicas de las remanencias portadas por materiales volcanoclasticos y coladas basalticas en los 8 sitios estudiados y se discute el significado del test de inversion realizado entre las direcciones medias de las diferentes polaridades encontradas. Se rebatiran dos de las conclusiones sugeridas en Palencia et al. (2000): que los materiales volcanoclasticos presentan una remagnetizacion total relacionada con el campo geomagnetico actual y que la edad de las coladas basalticas pudiera ser inferior a la que ha sido tradicionalmente considerada (entorno a los 180-170 Ma).

Los resultados obtenidos en este trabajo preliminar realizado en la Sierra de Javalambre se utilizan para analizar (i) la dispersion geomagnetica de los VGPs jurasicos del Sistema Iberico, comparandose con las obtenidas en el dique de Messejana-Plasencia y en la compilacion global de datos jurasicos, y (ii) la paleolatitud del polo correspondiente a los VGPs de este estudio, comparandose con las paleolatitudes de la placa Iberica para el periodo Jurasico.

Se discutira por ultimo la relacion existente entre las comparaciones arriba indicadas y un promedio insuficiente de la variacion secular del paleocampo geomagnetico debido al escaso numero de sitios volcanicos analizados hasta la actualidad en el vulcanismo jurasico del Sistema Iberico.

2. ANALISIS DE LA DISPERSION GEOMAGNETICA DE LOS DATOS PALEOMAGNETICOS DEL DIQUE MESSEJANA-PLASENCIA.

El estudio de la Variacion Paleosecular (PSV) del campo geomagnetico queda caracterizado tradicionalmente por el calculo de la desviacion angular estandar (ASD, en ingles) que presenta una serie de VGPs para una latitud y edad determinadas.

La ASD o dispersion angular total, [S.sub.T], de un conjunto de N VGPs, cada uno distando un angulo [[DELTA].sub.i] hasta el polo o direccion media de los VGPs, se calcula (p.e. McElhinny & McFadden, 1997) como:

[S.sup.2.sub.T] = [SIGMA] [[DELTA].sub.1.sup.2 /(N-1).

Para discernir transiciones de polaridad del campo geomagnetico y no considerar estas direcciones anomalas en el calculo de la dispersion geomagnetica "normal", algunos estudios han preferido elegir angulos de corte fijo, en torno a 40[grados] o 45[grados], con respecto a la direccion media de los VGPs tratados. En cambio, tradicionalmente los valores de esta dispersion angular total [S.sub.T] se calculan mediante el proceso iterativo descrito por Vandamme (1994) que encuentra el angulo de corte optimo, [THETA]. Asi se ha hecho tambien en este estudio para facilitar la comparacion directa de la dispersion observada con las de otras para el periodo Jurasico en las que tambien se ha utilizado este angulo de corte variable.

El metodo que Vandamme (1994) propuso para determinar el angulo de corte que caracteriza la PSV de un conjunto de VGPs constituye una herramienta para eliminar con un criterio estadistico aquellos datos que podrian corresponder a transiciones de polaridad o excursiones, pero tambien aquellos afectados por otros errores, la tectonica regional, etc. En su estudio analizo conjuntos de 100 VGPs sinteticos, pertenecientes a una distribucion fisheriana y representativos de una PSV de ASD conocida, a los que anadia un 20-25% de polos aleatoriamente distribuidos, que representaba las transiciones de polaridad o/y excursiones del campo geomagnetico. Vandamme (1994) definio asi un angulo de corte critico obtenido tras un metodo iterativo y convergente, dependiente directamente de la dispersion angular de cada distribucion, St, por el cual cada paso de iteracion elimina los polos que sobrepasan un angulo de corte [THETA], definido como:

[THETA]([grados])= 1.8 [S.sub.T] ([grados]) + 5[grados].

Cuando todos los VGPs distan de su direccion media una distancia angular inferior a [THETA], se obtiene el mismo valor de la dispersion [S.sub.F] que en la iteracion anterior y por tanto la convergencia del metodo.

La dispersion total de VGPs observada, [S.sub.T], debe corregirse por la dispersion existente "en cada sitio", [S.sub.W] (producida por las fuentes de error, inherentes al proceso experimental, causadas fundamentalmente por la incertidumbre en la orientacion de las muestras individuales), ya que en cada sitio paleomagnetico se recogen varias muestras del mismo afloramiento.

El calculo de esta correccion se realiza a partir de la variacion de la dispersion "dentro de cada sitio" de las direcciones (declinacion e inclinacion) de magnetizacion [S.sub.W] (que, a su vez, depende de la media de muestras por sitio, [barra.n], y del [[alfa].sub.95] medio de los sitios) en funcion de la latitud [lambda] (Cox, 1970) :

[S.sub.W.sup.2]/[S.sub.W.sup.2] = 2 [(l + 3 [sin.sup.2] [lambda]).sup.2] / (5 + 3 [sin.sup.2] [lambda])

La dispersion geomagnetica, Sf, de los VGPs resulta ser entonces:

[S.sub.F.sup.2] = [S.sub.T sup.2] - [S.sub.W.sub.2] / [barra.n].

Por ultimo, los limites inferior y superior de confianza al 95% asociados a la dispersion geomagnetica resultante, Sf, han sido obtenidos mediante la tecnica de "bootstrap", que no presupone a priori ninguna distribucion parametrica para los VGPs. En el presente analisis se ha utilizado el programa "Pal_vD_ws" desarrollado en el Laboratorio de Paleomagnetismo Fort Hoofddijk de Utrecht.

Los estudios paleomagneticos realizados en rocas magmaticas jurasicas de Iberia se concentran en el dique de Messejana-Plasencia (Schott et al., 1981; Perrin et al., 1991; Palencia-Ortas et al., 2006). En la tabla 1 se presenta la compilacion de 51 direcciones medias, parametros estadisticos (Fisher 1953), y VGPs de los datos de estos estudios. Se ha estudiado la PSV de todos estos datos primero sin aplicar a priori ningun filtro de calidad estadistico. Todos los sitios presentan polaridad normal, salvo un afloramiento de polaridad invertida (JU1-R, Palencia-Ortas et al., 2006) cuya direccion ha sido transformada a su antipoda.

La aplicacion del metodo de Vandamme (1994) rechaza solo 3 VGPs, con un angulo de corte 23.1[grados], seleccionando otros 48 VGPs de los cuales el mas alejado dista 18[grados] de la media. El metodo apenas altera la direccion media inicial, por lo que la distribucion resultante tiene una direccion (N= 48; Declinacion= 341.6[grados]; Inclinacion= 46.0[grados]; [[alfa].sub.95]=2.6[grados]) similar a la observada por Palencia-Ortas et al. (2006) (N=35; Declinacion= 339.9[grados]; Inclinacion= 46.9[grados]; [[alfa].sub.95]=3.4[grados]). Las distribuciones de Magnetizaciones Remanentes Caracteristicas (ChRMs, en ingles) y de sus correspondientes VGPs se muestran en la figura 2a y figura 2b. La dispersion de la distribucion resultante de VGPs, teniendo en cuenta sus limites inferior y superior de confianza al 95%, es [S.sub.T] = [10.0[grado].sub.9.0[grados].sub.11.2[grados]] , y tras ser corregida por la dispersion existente "en cada sitio", [S.sub.W], tiene un valor de [S.sub.F]= [9.6[grados].sub.8.5[grados].sup.10.8[grados]]. Este resultado obtenido para el dique de Messejana-Plasencia se compara (figura 2c) con otras dispersiones obtenidas (aplicando el angulo de corte variable de Vandamme, 1994) en rocas volcanicas jurasicas en estudios seleccionados en terminos de calidad por Biggin et al. (2008). Los datos seleccionados por estos autores provienen de ambos hemisferios de las placas de Africa, America del Norte y del Sur, India y Asia; aunque debido a la escasez de datos y a que mayoritariamente corresponden a paleolatitudes medias, el ajuste del "Modelo G" a estos datos presenta una incertidumbre considerable. La dispersion obtenida para el dique de Messejana-Plasencia concuerda (figura 2c) con el limite inferior de confianza al 95% del ajuste del "Modelo G" a las dispersiones seleccionadas por Biggin et al. (2008). Estos autores proponen criterios de calidad estadisticos necesarios para obtener estimaciones fiables de la dispersion geomagnetica: numero suficiente de sitios, cada uno con 5 o mas muestras y parametros de precision k (Fisher 1953) mayores de 50. Cuando se rechazan previamente sitios con menos de 5 muestras en el computo de su direccion media (5 sitios descartados), los resultados obtenidos son cualitativamente los mismos, aumentando 1[grados] el valor de la dispersion resultante (N = 44; [S.sub.F]= [10.6[grados].sub.9.1[grados].sup.12.1[grados]).

[FIGURA 2 OMITIR]

3. PALEOMAGNETISMO DEL MAGMATISMO JURASICO DE JAVALAMBRE

3.1. Contexto geologico

El Sistema Iberico, localizado en el nordeste de la Peninsula Iberica y de orientacion NW-SE (figura 1), constituye un ejemplo de cadena de moderada deformacion intraplaca, generalmente mostrando un bajo grado (~20%) de acortamiento (De Vicente et al., 2009). Esta cordillera ha sido tradicionalmente dividida en tres unidades geograficas: (1) la unidad noroccidental, formada por la sierra de La Demanda y Cameros; (2) la unidad central, de orientacion NW-SE, subdividida en dos alineaciones montanosas: la Rama Aragonesa al NE y la Rama Castellana al SW, que confluyen en la Sierra de Javalambre; y (3) el sector levantino, de limites difusos y que presenta zonas de union con la Cordillera Costero Catalana y con las Sierras Subbeticas.

Las primeras citas sobre el volcanismo del sureste del Sistema Iberico aparecen en los trabajos de caracter general de Bakx (1935) y Martin (1936). Gautier (1968) describe y data los perfiles en la Sierra de Javalambre asignando una edad Toarciense superior para el momento de maxima actividad volcanica. Recientes trabajos indican que el volcanismo jurasico de la Sierra de Javalambre es mayoritariamente volcanoclastico con escasas manifestaciones lavicas de caracter multiepisodico y afinidad alcalina, interestratificado entre el Pliensbachiense al Bajociense (Martinez-Gonzalezet al., 1996).

Los materiales volcanicos se encuentran intercalados en la serie carbonatica marina de edad Jurasico inferior y medio, afectando a las siguientes unidades o "Formaciones": "Calizas bioclasticas de Barahona" (Domeriense); "Alternancia de margas y calizas de Turmiel" (Toarciense); "Calizas nodulosas de Casinos" (Toarciense medio-Aaleniense); y parte media de la "Carbonatada de Chelva" (Aaleniense-Calloviense).

La poca informacion radiometrica de que se dispone, antigua y poco fiable, indica unas edades de 132-138 Ma para los materiales volcanicos de varios afloramientos (K-Ar; Gautier y Odin, 1983). Este rango de edad contrasta con su posicion estratigrafica. Si bien hay que indicar que el caracter disperso de los afloramientos y la frecuente falta de exposicion de la base dificulta la datacion exacta en cada punto. En la mayoria de los casos la edad puede acotarse superiormente mediante los hallazgos fosiles a techo de los materiales volcanicos, o se puede dar un rango temporal cuando estos materiales se intercalan lateralmente con materiales sedimentarios (Martinez-Gonzalez et al., 1996). Las correlaciones de los materiales volcanicos a partir de las edades de los materiales sedimentarios suprayacentes no son muy exactas, porque estos forman acumulaciones en los fondos marinos que suponen un relieve positivo, que condiciona el espacio de acomodacion disponible y por tanto la propia sedimentacion. Por tanto, un mismo nivel volcanico de una determinada edad puede tener a su techo materiales sedimentarios de edades muy dispares dependiendo de muchos factores, entre ellos, el volumen y espesor de la colada o de la acumulacion volcanoclastica (Cortes y Gomez-Fernandez, comunicacion personal). Los niveles volcanicos interestratificados son bastantes y el porcentaje de roca basaltica masiva es absolutamente minoritario.

Se han estudiado un total de 8 afloramientos (figura 1): 3 de material volcano clastico (CA3, CA5, CA9) de edad pre-Toarciense superior (Valenzuela Rios et al., 1996) y 5 afloramientos de coladas basalticas, de espesor decimetrico (CA0, CA7 y CA13) y metrico (CA10 y CA12), a las que Martinez-Gonzalez et al., (1996) asignan edades Bajociense-medio y Toarciense medio-superior, respectivamente. Dataciones bioestratigraficas (Cortes y Gomez-Fernandez, comunicacion personal) no encuentran grandes diferencias con los datos de Martinez-Gonzalez et al. (1996) salvo que sugieren una edad Aaleniense Superior para los sitios CA-12 y CA-13 (descartandose en cualquier caso una edad Triasico Superior para los afloramientos de vulcanitas de Javalambre).

Se detallan los valores, en grados, de la direccion de la capa y de su inclinacion respecto a la horizontal que fueron medidos en calizas que afloran en la base o el techo de los materiales volcanicos, para cuantificar las restituciones por su basculamiento: 163/23 en la base (CA3); 327/15 a techo (CA5); 220/30 a techo (CA9); 200/32 a techo (CA7); 0/11 en la base (CA10); 227/52 en la base (CA12) y 210/27 a techo (CA13).

3.2. Tratamiento de laboratorio

En general los materiales volcanoclasticos mostraron valores similares de susceptibilidad inicial, [ji], e intensidad de la remanencia natural (NRM, en ingles) inicial a los de las coladas, aunque en algunas muestras se encontraron valores inferiores a ellas (figura 3a), dependiendo del grado relativo de alteracion y la disminucion correspondiente de minerales magneticos por unidad de volumen. Los valores de Koenigsberger, Qn, (Stacey, 1967) que cuantifican la razon entre la magnetizacion remanente y la inducida (Qn = NRM/[ji]H, donde H = 39.8 [Am.sup.-1] es la intensidad del campo geomagnetico actual) son en general los propios de rocas igneas e idoneos para la preservacion de termorremanencias durante escalas geologicas de tiempo. Las intensidades de la NRM inicial varian entre 5.0 [10.sup.-3]-1.0 A/m en los materiales volcanoclasticos y entre 2.1 [10.sup.-1]-6.0 A/m en las coladas (los de la susceptibilidad inicial entre 3.8 [10.sup.-4]-4.2 [10.sup.-3] S.I.y 1.0 [10.sup.-2]-4.0 [10.sup.-2] S.I., respectivamente).

Las curvas termomagneticas fueron realizadas en muestras representativas de los distintos sitios, mostrando temperaturas de Curie proximas a las de la magnetita. En algunos casos mostraron un comportamiento reversible (figura 3b), mientras que en otros se aprecio una perdida relativa de magnetizacion durante el enfriamiento, con temperaturas de Curie ligeramente superiores (en torno a los 600[grados]C, que podrian sugerir cierta maghemitizacion en algunas muestras).

[FIGURA 3 OMITIR]

Se seleccionaron de dos a cuatro muestras "piloto" en cada sitio para su desmagnetizacion detallada y progresiva tanto termicamente (TH) como por campos alternos decrecientes (AF). En esta ultima, se utilizaron pasos de 2.5mT hasta 20 mT; de 5 mT entre 20 mT y 40 mT; y de 10 mT entre 40 mT y 100 mT. En la desmagnetizacion termica el paso de incremento de temperatura fue de 50[grados]C desde 75[grados]C hasta 675[grados]C. Despues de cada paso de desmagnetizacion termica se midio la susceptibilidad de las muestras con objeto de controlar la posible creacion de nuevos minerales durante el calentamiento, pero esta no experimento variaciones significativas.

El resto de muestras se desmagnetizaron termicamente con los siguientes pasos: 100[grados]C; pasos de 50[grados]C hasta 550[grados]C; y finalmente pasos de 25[grados]C hasta alcanzar la completa desmagnetizacion.

En la figura 4 se muestran, tras la correccion por basculamiento, diagramas ortogonales de desmagnetizaciones representativas de los materiales volcanoclasticos (sitio CA3, de polaridad normal) y de las coladas basalticas (CA12 y CA13, de polaridades normal e invertida, respectivamente), junto a sus respectivas caidas de intensidad (normalizada para una mejor comparacion relativa).

En ambas litologias, a veces puede apreciarse una fase de baja temperatura de desbloqueo (en torno a los 250[grados]C) y baja coercitividad (5-10 mT), que en algunos casos lleva asociada una direccion diferente a la que se observa a continuacion. La componente direccional correspondiente a temperaturas de desbloqueo y coercitividades altas, claramente lineal hasta los ultimos pasos de la desimanacion y caracteristica de la magnetizacion (ChRM), es la que se ha considerado la componente primaria (de edad jurasica) de estas rocas volcanicas.

Los campos destructores medios son mayores en las muestras con una sola fase magnetica (entre 15 y 25 mT) que aquellos asociados a las muestras en las que se aprecia la primera componente direccional (en las que oscilan entre 7.5 y 12.5 mT), probablemente relacionada con granos magneticos alterados, que en ningun caso impide el reconocimiento de la componente original, que se aisla generalmente entre los 350[grados]C-450[grados]C y los 550[grados]C-600[grados]C.

Del analisis de las curvas termomagneticas realizadas y de los espectros de coercitividad y temperaturas de desbloqueo de las muestras estudiadas (figura 3 y figura 4) se puede interpretar que el mineral portador de la remanencia considerada original es magnetita o titanomagnetita de bajo contenido en Ti, que en algunos casos puede estar ligeramente maghemitizada.

[FIGURE 4 OMITTED]

3.3. Analisis estadistico

La direccion de la ChRM en cada muestra se ha calculado a partir de un tramo lineal de la componente direccional de alta coercitividad / temperatura de desbloqueo, mediante el Analisis de Componente Principal (pca, en ingles; Kirschvink, 1980) e incluyendo en su computo un minimo de cinco pasos de desmagnetizacion. En el afloramiento volcanoclastico CA9 solo se pudieron calcular en tres muestras debido a que el resto de ellas (11) presento un alto grado de alteracion observable en la inestabilidad de la remanencia durante la desmagnetizacion termica. En cambio, los siete sitios restantes cuentan para el computo de la direccion media con entre 8 y 15 muestras. En la tabla 2 se presentan los resultados de las direcciones medias de la ChRM de los sitios muestreados, despues y antes de ser restituidas a la paleohorizontal. Cuatro sitios presentaron polaridad normal, y otros cuatro polaridades invertidas (figura 5).

[FIGURA 5 OMITIR]

La presencia de estas polaridades invertidas, y la analogia de sus propiedades magneticas con las muestras de polaridad invertida, apoyan la idea de una magnetizacion primaria.

Las direcciones "norte" de los materiales volcanoclasticos sin correccion por el basculamiento de las capas sub/ suprayacentes son aproximadamente antipodales a las direcciones invertidas de las coladas analizadas tambien sin correccion por basculamiento. Por tanto no hay motivo a priori para pensar que las primeras puedan representar direcciones remagnetizadas recientemente, sino que estan reflejando esta direccion como resultado del particular buzamiento de las capas.

Se ha realizado un test de inversion, basado en la estadistica desarrollada por McFadden & Jones (1981), para analizar el grado de antipodalidad de las direcciones medias de las polaridades normales e invertidas obtenidas tras la correccion tectonica (tabla 2). El test ha aceptado la premisa de que ambas poblaciones compartan un mismo parametro de precision, pero dado el escaso numero de sitios en cada poblacion (4), se ha elegido realizarlo con simulacion sin asumir una precision comun (McFadden, 1990). El test de inversion es positivo dado que el angulo entre la direccion media normal y la direccion invertida convertida a su antipoda ([gamma]o=19.9[grados]) es menor que el angulo critico para el cual la hipotesis de una direccion comun puede ser rechazada ([gamma]c=28.1[grados]). Sin embargo, dado el valor de [lambda]c (>20[grados]), el test es clasificado como positivo indeterminado (McFadden & McElhinny, 1990).

Esta clasificacion pone en evidencia que se necesitan mas sitios para mejorar la calidad del test de inversion y asegurar que se promedia adecuadamente la variacion paleosecular.

Dado que puede resultar problematico evaluar la paleohorizontal del vulcanismo de la sierra de Javalambre con medidas del buzamiento a techo de las capas sedimentarias en las que se encuentra estratificado, se ha estimado si este podia ser condicionante de la relativa dispersion observada. Sin embargo, no se aprecia diferencia sistematica entre la distancia angular relativa que se observa tras comparar las direcciones (corregidas por el basculamiento) de los sitios que cuentan con las medidas tomadas a techo con las de los sitios con medidas tomadas a la base.

3.4. Dispersion geomagnetica de los datos de Javalambre

El analisis de la dispersion geomagnetica de las direcciones y polos obtenidos en el volcanismo del sureste del Sistema Iberico ha sido realizado con la misma metodologia utilizada en los datos del dique de Messejana-Plasencia que fue descrita en el apartado 2.

La aplicacion del metodo de Vandamme (1994) selecciona todos los 8 VGPs estudiados, con un angulo de corte 42.1[grados], el mas alejado a una distancia angular de 36.6[grados] de la media. En la figura 6a y figura 6b se muestran las distribuciones de ChRMs y de sus VGPs asociados. La dispersion de la distribucion resultante de VGPs, teniendo en cuenta sus limites inferior y superior de confianza al 95% calculados por la tecnica de "bootstrap", es [S.sub.T] = [20.6[grados].sub.12.5[grados].sup.28.7[grados]] , y tras ser corregida por la dispersion existente "en cada sitio", [S.sub.W], tiene un valor de [S.sub.F] = [19.8[grados].sub.11.1[grados].sup.19.8[grados]]. Este resultado obtenido en la sierra de Javalambre concuerda con el limite superior de confianza al 95% del ajuste del "Modelo G" a las dispersiones obtenidas aplicando el angulo de corte variable a los datos de calidad seleccionados para el periodo Jurasico por Biggin et al. (2008) (figura 6c). Asimismo, es notablemente superior a la dispersion calculada en el dique de Messejana-Plasencia (que a su vez concuerda con el limite inferior de confianza al 95% del mismo ajuste, figura 6c). Si se aplica previamente el filtro estadistico de contar con sitios de al menos 5 muestras se rechazaria un sitio, y el metodo converge con los 7 sitios restantes resultando una dispersion todavia ligeramente superior, con una incertidumbre igualmente considerable: [S.sub.F] = [21.6[grados].sub.13.8[grados].sup.29.8[grados]].

[FIGURA 6 OMITIR]

Al analizar estos resultados, hay que tener en cuenta el escaso numero de VGPs del que se parte, y de que estos no promedian adecuadamente la variacion paleosecular. Este hecho implica que el metodo de Vandamme (1994), ademas de proporcionar una notable anchura de la incertidumbre al 95%, puede alterar significativamente la dispersion geomagnetica resultante de la PSV.

Se necesitan mas datos para poder realizar una estimacion de la PSV para el intervalo aproximado de 180-170 Ma en Iberia. Parece de todas formas que los datos sugieren que, durante el periodo Jurasico, el volcanismo del sureste del Sistema Iberico registra una dispersion geomagnetica mayor que el dique de MessejanaPlasencia, lo que podria estar relacionado con las caracteristicas especificas de los distintos registros de las rocas extrusivas e intrusivas.

3.5. Integracion de los resultados de este estudio en la curva de paleolatitud de Iberia durante el Jurasico

Recientemente se ha realizado una revision de los estudios paleomagneticos existentes para Iberia en el periodo Jurasico (Osete et al., 2010). Los autores seleccionan sitios que no son sospechosos de estar totalmente remagnetizados entre los que se incluyen datos del dique de Messejana-Plasencia y otros de secuencias sedimentarias del Sistema Iberico y la Cordillera Betica. Debido a la existencia de rotaciones sobre ejes verticales que no afectan a la inclinacion registrada, Osete et al. (2010) han podido con estos datos construir el segmento de la curva de la evolucion de la paleolatitud de Iberia durante el Jurasico (figura 7; datos de Osete et al., 2010). De acuerdo con esta curva, Iberia se mueve aumentando su paleolatitud durante el intervalo Hettangiense -Toarciense; momento en el que se observan los valores maximos de la inclinacion (Toarciense-Aaleniense), mientras que a partir de entonces la paleolatitud decrece (unos 15[grados]) hasta edades del Kimmeridgiense.

En la figura 7, se puede apreciar los valores de paleolatitud referidos a Madrid que se obtienen en este estudio a partir de los 8 sitios del volcanismo del sureste del Sistema Iberico (19.1[grados] [+ o -] 9.5[grados]), anomalamente bajos respecto a la curva de paleolatitudes jurasicas de Iberia de Osete et al. (2010). El valor medio de la paleolatitud obtenida, aunque cuenta con unos margenes de incertidumbre muy amplios que permiten su solapamiento, es sensiblemente inferior al de las paleolatitudes inferidas a partir del polo paleomagnetico de edad Toarciense obtenido para Iberia (Plat=77.4[grados], Plon=241.3[grados] E, dm=5.4[grados], dp=6.0[grados]) por Osete et al. (2007) en un estudio magnetoestratigrafico realizado en el Sistema Iberico, en las secciones expandidas de Sierra Palomera y Arino (32.3[grados] [+ o -] 5.1[grados] y 36.3[grados] [+ o -] 6.4[grados], respectivamente). Aun en el caso de que el registro de las rocas sedimentarias se viera afectado por un "aplanamiento de inclinacion", ello implicaria una discrepancia aun mayor de paleolatitud con respecto a la observada en este estudio.

No hay motivos paleomagneticos para creer que la edad de la magnetizacion observada pueda ser mas reciente, ya que la presencia de polaridades normales e invertidas parece claramente descartar la presencia de una remagnetizacion. Las discrepancias observadas en los valores medios de las paleolatitudes se debe asociar, dado el escaso numero de sitios volcanicos analizados, a un registro del campo geomagnetico insuficiente para promediar la variacion paleosecular durante el periodo de emplazamiento del volcanismo.

[FIGURA 7 OMITIR]

4. CONCLUSIONES

La dispersion geomagnetica registrada por las rocas magmaticas jurasicas de Iberia, concentradas por ahora en el dique de Messejana-Plasencia, concuerda, al 95% de confianza, con el ajuste del "Modelo G" (McFadden et al. 1988) a las dispersiones obtenidas en una seleccion de datos paleomagneticos de calidad provenientes de rocas magmaticas jurasicas globalmente distribuidas (Biggin et al., 2008), confirmando que las caracteristicas del campo geomagnetico en esta periodo difieren de las observadas en epoca historica o en los ultimos 5 Ma.

La dispersion geomagnetica que registra el volcanismo jurasico del sureste del Sistema Iberico tambien parece apoyar este hecho. Aunque la incertidumbre en los resultados obtenidos es muy alta debido al escaso numero de datos existentes, esta dispersion parece ser mayor que la registrada por el dique de MessejanaPlasencia. Esto pudiera deberse a la diferencia de edad entre ambos magmatismos o quiza a sus diferentes caracteristicas especificas, dado que las rocas de la Provincia Magmatica del Atlantico Central intrusivas poseen una tasa de enfriamiento mas lenta y un pulso de actividad mas rapido que el posterior volcanismo del Sistema Iberico.

El analisis estadistico de los primeros resultados paleomagneticos preliminares obtenidos en el volcanismo del sureste del Sistema Iberico (muestreados en la Sierra de Javalambre) no sostiene las sospechas previamente sugeridas de una remagnetizacion de los materiales volcanoclasticos o de una edad del volcanismo mas antigua a la edad geologicamente asignada.

Los resultados preliminares obtenidos refuerzan en cambio la idea de la idoneidad paleomagnetica de este volcanismo para el registro de remanencias asociadas a la epoca de su emplazamiento, asi como que el numero de sitios estudiados no es suficiente para promediar adecuadamente la variacion paleosecular, por lo que las implicaciones que aportan su registro magnetico no son por el momento concluyentes.

A pesar de la dificultad de la correccion por el basculamiento de las capas en las que se encuentra estratificado, este estudio paleomagnetico preliminar demuestra la potencialidad del registro magnetico del volcanismo jurasico del sureste del Sistema Iberico (tambien incluyendo los materiales volcanoclasticos), para aportar una valiosa informacion tanto tectonica como geomagnetica. Son de agradecer en este sentido los esfuerzos que se estan realizando en el refinamiento de las dataciones de este volcanismo. Del mismo modo, mas estudios paleomagneticos son necesarios en este volcanismo para poder promediar la variacion secular y reducir la incertidumbre al 95% tanto de su polo paleomagnetico como de la dispersion geomagnetica que se deduzca de su registro. Desde el punto de vista tectonico, el contraste del registro magmatico con el sedimentario permitiria una evaluacion mas precisa de la evolucion de la placa Iberica durante el periodo Jurasico. Atendiendo a las implicaciones geomagneticas, se contribuiria a un mejor conocimiento de la dispersion del paleocampo correspondiente a esta epoca asociada a una alta tasa de inversiones.

5. AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a Juan Jose Villalain su asistencia geologica en el muestreo en la sierra de Javalambre, y a Fatima Martin-Hernandez sus trabajos preliminares que impulsaron el estudio posterior en la Sierra de Javalambre aqui analizado. Fatima Martin-Hernandez y un revisor anonimo han contribuido con sus correcciones y sugerencias a una mayor claridad en la exposicion de los resultados de este trabajo.

6. REFERENCIAS

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Alicia PALENCIA-ORTAS, Vicente Carlos RUIZ-MARTINEZ y Maria Luisa OSETE (1)

(1) Dpto. Fisica de la Tierra, Astronomia y Astrofisica I

F. de CC. Fisicas, U. Complutense de Madrid

Avda.Complutense, s/n, 28040 Madrid, ali@fis.ucm.es

vcarlos@fis.ucm.es

mlosete@fis.ucm.es

Received: 31/04/2010

Accepted: 11/07/2010
Tabla 1. Estudios paleomagneticos previos realizados en el dique
de Messejana-Plasencia y compilacion de las direcciones medias y
polos de los sitios empleados en el analisis de la variacion
Paleosecular en Iberia para el periodo Jurasico. Sitio: Codigo
del afloramiento; Slat, Slong: Latitud y longitud
([grados]N, [grados]E) del sitio; n: Numero de muestras; Dec, Inc:
Declinacion, Inclinacion; k, [[alfa].sub.95] Parametro de
precision y semiangulo del cono de confianza al 95% de Fisher
(1953); Plat, Plon: Latitud y longitud ([grados]N, [grados]E) en
el hemisferio norte de los polos geomagneticos virtuales
(VGPs) correspondientes.

Previous palaeomagnetic studies from Messejana-Plasencia dyke and
data compilation used for Iberian PSV analysis for Jurassic times.
Sitio: Outcrop code; Slat, Slong: Site latitude and longitude
([degrees]N, [degrees]E); n: number of samples; Dec, Inc: Declination,
Inclination; k, [[alpha].sub.95]: Precision parameter and semiangle of
the 95% confidence cone (Fisher, 1953); Plat, Plon: VGP latitude and
longitude ([degrees]N, [degrees]E) in  the northern hemisphere.

Schott et al., (1981)

Sitio  Slat  Slong  n   Dec    Inc    k    [[alfa]   Plat    Plon
                                           .sub.95]

A1     40.7  -4.9   11  341.5  38.5   658    1.8     1.1.    1.2.
                                                     65.5    220.5

A2     40.5  -5.2   8   349.5  49.0   64     7.0     1.3.    1.4.
                                                     76.5    217.5

P2     40.1  -6.1   11  357.5  41.0   250    2.9     73.4    182.5
P1     39.8  -6.3   13  335.0  56.5   172    3.2     70.5    264.0
C1     39.8  -6.3   13  335.0  56.5   172    3.2     71.0    221.5
C2     39.6  -6.6   11  337.0  32.0   232    3.0     60.5    222.0
CM     39.1  -7.0   16  328.5  54.0   130    3.2     64.5    263.0
AL     38.7  -7.4   8   355.5  52.0   89     5.9     83.0    204.5
POI    38.5  -7.7   8   313.5  49.5   438    2.6     51.0    265.0
POII   38.3  -7.7   7   342.0  55.5   209    4.2     75.5    259.0
O2     37.6  -8.6   11  356.0  41.5   316    2.6     76.0    186.5
OI     37.6  -8.7   14  324.0  42.5   383    2.0     57.0    249.0

Perrin et al., (1991)

Sitio  Slat  Slong  n    Dec    Inc    k   [[alfa]   Plat    Plon
                                           .sub.95]

P2     40.0  -4.9   5   348.1  36.5   198    5.4     67.8    204.7
P1     39.9  -6.3   14  334.8  56.0   373    2.1     70.0    262.2
C1     39.7  -6.5   4   339.7  46.6   205    6.4     69.5    234.6
O2     37.6  -8.6   13  355.8  43.4   368    2.2     77.2    206.1
O1     37.6  -8.7   5   328.7  42.6   588    3.2     60.5    261.9

Palencia et al., (2006)

Site   Slat  Slong  n    Dec    Inc    k   [[alfa]   Plat    Plon
                                           .sub.95]

D1     40.7  -4.5   5   333.5  38.6   286    4.5     60.7    233.3
D2     40.7  -4.5   3   339.6  35.7   138    10.5    62.8    221.3
D3     40.6  -4.6   3   344.3  56.0   180    9.2     77.1    252.2
D4     40.6  -4.6   6   330.4  42.9   90     7.1     60.8    242.1
MU2    40.6  -4.6   4   342.2  44.5   339    5.0     69.4    226.5
MU3    40.6  -4.6   12  341.1  30.2   429    2.1     60.6    214.8
D5-6   40.4  -5.3   11  346.4  45.0   124    4.1     75.2    218.0
VT     40.4  -5.3   10  352.7  52.8   63     6.1     1.5.    1.6.
                                                     80.9    216.7

PT     40.2  -5.7   10  329.2  53.6   79     5.5     1.7.    1.8.
                                                     64.9    260.2

PL2    40.1  -6.1   8   318.1  70.0   303    3.2     58.8    304.5
D7     40.1  -6.1   8   345.3  49.1   97     5.7     74.3    228.4
CZ     40.1  -5.8   11  343.8  41.7   633    1.8     1.9.    1.10.
                                                     68.9    219.3

DV1    39.9  -6.2   12  349.3  53.1   28     8.3     79.4    231.0
GR1    39.8  -6.3   11  345.4  52.1   95     4.7     76.3    237.1
GR2    39.8  -6.3   7   355.4  54.7   114    5.7     84.2    213.7
GR3    39.8  -6.3   8   343.9  58.4   55     7.5     77.6    265.7
GV1    39.7  -6.6   12  339.9  44.3   264    2.7     68.4    230.3
CV1    39.7  -6.5   11  339.2  34.0   362    2.4     62.3    219.9
CV2    39.7  -6.5   5   331.1  29.9   12     23.4    55.4    228.5
MN2    39.5  -6.8   10  335.4  38.2   19     11.6    62.3    229.8
MN1    39.5  -6.8   8   343.0  25.7   73     6.5     60.0    207.9
EL1    38.8  -7.2   12  342.0  45.5   58     5.7     70.9    230.0
MB1    38.7  -7.3   7   342.9  54.7   263    3.7     75.9    253.7
MB2    38.7  -7.3   20  337.3  51.1   17     8.2     70.3    249.1
JU1N   38.7  -7.3   8   348.5  48.2   78     6.3     76.6    221.2
JU1I   38.7  -7.3   11  133.3  -61.2  681    1.8     54.8    283.8
JU2N   38.7  -7.3   4   346.5  47.9   187    6.7     75.2    225.7
PO2    38.3  -7.7   5   332.6  57.1   228    5.1     68.5    269.3
PO3    38.3  -7.7   11  334.1  47.4   254    2.9     66.4    245.6
PO4    38.3  -7.7   11  333.5  51.3   123    4.1     67.5    254.0
PO5    38.3  -7.7   11  332.9  42.1   106    4.5     63.1    238.9
OD1    37.6  -8.6   11  346.6  42.1   190    3.3     72.5    215.9
AM     37.4  -8.9   15   2.0   45.6   43     5.9     1.11.   1.12.
                                                     79.2    161.5

MS2    37.2  -8.9   11   342   43.1   167    3.5     1.13.   1.14.
                                                     70.5    227.9

Tabla 2. Resultados obtenidos en el estudio paleomagnetico preliminar
realizado en el volcanismo jurasico del sureste del Sistema Iberico
despues (*antes) de la correccion por el basculamiento de las capas en
las que se encuentra interestratificado. Sitio: Codigo del
afloramiento; n/ N: Numero de muestras/ sitios; Dec, Inc: Declinacion,;
Inclinacion k, [[alfa].sub.95]/ K, [A.sub.95] : Parametros de precision
y semiangulos del cono de confianza al 95% de Fisher (1953) de las
direccio-nes/ del polo paleomagnetico; Plon, Plat: Longitud y
latitud ([grados]E, [grados]N) en el hemisferio norte de la
direccion media de los polos geomagneticos  virtuales (VGPs)
correspondientes.

Preliminary palaeomagnetic results from the southeastern Iberian Ranges
Jurassic volcanism after (* before) tilt correction. Sitio: Outcrop
code; n/ N: number of samples/ sites; Dec, Inc: Declination,
Inclination; k, [[alpha].sub.95]/ K, A95 : Precision parameter and
semiangle of the 95% confidence cone (Fisher, 1953) of the
directions/ the mean pole; Plon, Plat: VGP longitude and
latitude ([degrees]E, [degrees]N) in the northern hemisphere.

SITIO (S.          n    Dec    Inc   k   [[alfa].sub.95]  Dec *   Inc *
  Javalambre)

CA3                9   323.9  53.6   74        6.0        356.6  54.8
  (m.volcano-
  clastico)
CA5                9    2.0   34.7   17       13.1        351.6  42.2
  (m.volcano-
  clastico)
CA9                3   351.6  27.9   35       21.1        10.1   47.4
  (m.volcano-
  clastico)
CA0 (colada)       12  179.3  -22.1  29        8.6        186.4  -33.4
CA7 (colada)       8   160.9  -10.8  6        23.0        170.8  -29.1
CA10 (colada)      15  174.3  -38.0  34        6.6        166.2  -35.7
CA12 (colada)      9   182.0  -28.7  79        5.8        226.7  -51.6
CA13 (colada)      12  307.3  33.0   30        8.0        312.1  59.6

                   N    Dec    Inc   k   [[alfa].sub.95]

Polaridad Normal   4   337.4  39.4   12       27.0
  Polaridad        4   173.8  -25.1  31       16.5
  Invertida Todos  8   346.4  32.4   15       14.5

                   N   Plon   Plat   K     [A.sub.95]

Direccion media    8   212.3  65.0   15       14.4
  VGPs
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Author:Palencia-Ortas, Alicia; Ruiz-Martinez, Vicente Carlos; Osete, Maria Luisa
Publication:Fisica de la Tierra
Date:Jan 1, 2010
Words:8463
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