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Comparacion entre las direcciones de anisotropia de la susceptibilidad magnetica (ASM) y la lineacion de estiramiento estructural en las peridotitas de Ronda: hacia un metodo identificador de lineaciones en ausencia de marcadores en rocas ultramaficas.

Comparison between the anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) and the structural stretching lineation in the Ronda peridotites: towards a method for the identification of lineations in the absence of markers in ultramafic rocks

1. INTRODUCCION

Las peridotitas de Ronda representan el mayor afloramiento mundial de peridotitas orogenicas ademas de una oportunidad unica de estudiar los procesos de deformacion del manto que aflora en la superficie terrestre. Su origen y emplazamiento con controvertidos y su conocimiento requiere el estudio de las deformaciones que han experimentado estos cuerpos ultramaficos.

Existen diversos modelos de emplazamiento, entre ellos modelos de delaminacion de una losa subducida (van der Wal & Visser 1996b) o el de diapirismo de delaminacion (Tubia et al. 2004), todos ellos basados en mayor o menor medida en las direcciones de lineacion de estiramento que se han determinado en el campo. Existen direcciones de lineacion en algunos perfiles del macizo de Ronda (van der Wal 1993), en el macizo de Ojen (Tubia & Cuevas 1987) y Carratraca (Esteban et al. 2004). Sin embargo, estas direcciones estas sujetas a la presencia de buenos marcadores de deformacion, que en el caso de las peridotitas de Ronda suelen ser cristales de piroxeno y/o enstatitas.

La anisotropia de la susceptibilidad magnetica (ASM) ha demostrado ser una herramienta util en el estudio de deformaciones (Borradaile 1988; Borradaile & Henry 1997; Martin-Hernandez et al. 2004). Para el caso concreto de rocas ultramaficas, las direcciones de ASM pueden resultar complejas debido a la presencia de una fabrica paramagnetica atribuida a minerales tales como olivinos, piroxenos, amfiboles, etc. y una fabrica ferromagnetica portada por la magnetita creada en procesos secundarios de serpentinizacion (Martin-Hernandez & Hirt 2001). Estas fabricas pueden ser coincidentes, pero en algunos casos se ha demostrado que no lo son (Ferre et al. 2004).

Se propone un trabajo de correlacion entre las direcciones de lineacion magnetica y las direcciones de lineacion de estiramiento observadas en el campo proponiendo la primera como un indicador de deformacion en ausencia de otro tipo de marcadores para las peridotitas de Ronda.

2. SITUACION GEOLOGICA

La cordillera Betico-Rifena constituye el segmento mas occidental de la orogenia alpina (Figura la). Dentro de la Cordillera Betica se pueden distinguir dos zonas teniendo en cuenta sus caracteristicas litologicas y paleogreograficas: Beticas Externas, pertenecientes al paleomargen iberico; y Beticas Internas, pertenecientes al dominio de Alboran (Vera 2004; Gibbons & Moreno 2006). En las Beticas Internas, afloran macizos de rocas ultramaficas, conocidas como las peridotitas de Ronda, cuyo origen y emplazamiento estan aun hoy en debate. Tradicionalmente se han propuesto tres familias de modelos que se pueden resumir en i) diapirismo mantelico (Loomis 1972; Loomis 1975), ii) laja mantelica (Tubia & Cuevas 1987) y iii) origen aloctono en el interior de Alboran y su posterior emplazamiento tras un movimiento hacia el Este (Sanz De Galdeano 1990). En la actualidad se contemplan modelos ligeramente mas complejos que combinan varias de las hipotesis anteriores como delaminacion de una laja subducida (van der Wal & Visser 1996b) o el de diapirismo de delaminacion (Tubia et al. 2004).

[FIGURA 1 OMITIR]

Las peridotitas de Ronda consisten en lherzolitas con harzburgitas, dunitas y capas maficas subordinadas (Obata 1980). Constituyen el mayor afloramiento mundial de peridotitas de tipo orogenico y estan distribuidas en varios cuerpos: i) las peridotitas de Sierra Bermeja o macizo de Ronda; ii) las peridotitas de Sierra Alpujata, tambien llamadas de Ojen por estar cerca de esta localidad; y iii) las peridotitas de Carratraca, subdivididas en Sierra de las Aguas al norte y Sierra de la Robla al sur (Figura lb)

Desde el punto de vista de las propiedades magneticas, se desarrollan serpentinitas y rodingitas durante el retrometarmorfismo de estas rocas maficas y ultramaficas con la consecuente formacion de minerales magneticos en el proceso de serpentinizacion (Esteban et al. 2003). El grado de serpentinizacion es variable, lo cual ha sido ya observado en estudios previos de paleomagnetismo clasico en la zona (Villasante-Marcos et al. 2003), aunque esto no parece afectar al tipo de minerales magneticos sino a su abundancia y/o estado de dominio ya que la senal se debe casi exclusivamente a magnetita (Feinberg et al. 1996; Martin-Hernandez & Hirt 2001; Villasante-Marcos et al. 2003).

3. MUESTRAS Y TECNICAS

Se han medido ciclos de histeresis en un magnetometro de gradiente alternado "Micromag 2900" (Princeton Inc., USA). A partir de ellos se ha calculado la imanacion de saturacion ([M.sub.s]), la imanacion remanente de saturacion ([M.sub.rs]) y la fuerza coercitiva ([B.sub.c]).

En el mismo instrumento se ha medido la imanacion remanente isotermica (IRM, del ingles "Isothermal Remanent Magnetization") en campos estaticos hasta 2 T y la posterior desimanacion por campos estaticos reversos a partir de la cual se ha podido determinar la coercitividad de la remanencia ([B.sub.cr]). Para las curvas de IRM, la derivada de las mismas permite conocer la distribucion de coercitividades, que se ha analizado ajustando la misma a una serie de distribuciones normales siguiendo el metodo descrito por Kruiver et al. (2001).

Tambien se han medido curvas reversibles de primer orden (diagramas FORC, del ingles "First Order Reversal Curves"). Se ha utilizado un campo saturante de IT y un grupo de 200 curvas a partir de las cuales se ha determinado el diagrama FORC siguiendo el metodo descrito por Pike et al. (1999), utilizando un factor de suavizado de 4 para el procesado de las curvas.

Adicionalmente se han medido curvas termomagneticas en atmosfera normal con una balanza de translacion de Curie modificada (Mullender et al. 1993). El campo alternante varia entre 150-300 mT y la velocidad de enfriamiento y calentamiento fue de 10[grados]C/min. Se ha utilizado el llamado protocolo de segmentos de calentamiento y enfriamiento incremental para detectar posibles alteraciones quimicas durante el experimento. La temperatura maxima fue de 650[grados]C. La temperatura de Curie se ha determinado por el metodo de interseccion de tangentes en el ultimo segmento de calentamiento donde se ha detectado la presencia de un marcado punto de inflexion. (Moskowitz 1981).

La anisotropia de la susceptibilidad magnetica (ASM) se ha medido en un total de 252 especimenes pertenecientes a 14 sitios. Las muestras son cilindros de una pulgada de diametro por una pulgada de altura excepto la muestras nombradas RO que son cubos de una pulgada de lado. Para cada sitio, un pequeno trozo se ha utilizado para determinar las propiedades magneticas. Se ha utilizado para este proposito un trozo de la parte mas interna de los testigos utilizados para el analisis, con la intencion de evitar una posible alteracion superficial.

La ASM en los sitios RO001, RO002, RO003 y RO012 se ha determinado en un puente de susceptibilidad KLY-4S de la compania AGICO, operando a una frecuencia de 875 Hz y con un campo de 300 A/m en el laboratorio de paleomagnetismo de Universidad de Southern Illinois (USA). Los sitios PB9, PB10, PB14, PB15, OJ5, OJ6 y OJ7 han sido medidos con un KLY-2 con una frecuencia de 920 Hz y un campo de 300 A/m en el laboratorio de paleomagnetismo de Scripps (USA) y por ultimo los sitios OJ2 y CA3 en un KLY-2 en el laboratorio de paleomagnetismo de Zurich (Suiza). Las muestras se han medido en tres planos perpendiculares a partir de lo cual se ha determinado el elipsoide de anisotropia (1978). Los valores medio del ASM por sitio han sido evaluados utilizando el metodo de multivariable (Jelinek 1978). Ademas de la representacion direccional de los autovalores de elipsoide d e ASM, la forma se ha descrito con el parametro T, que sera l para elipsoides oblatos y -l para los elipsoides prolatos, y el grado de anisotropia corregido Pj (Jelinek 1981).

4. RESULTADOS

4.1. Ciclos de histeresis y diagramas FORC

En todos los experimentos realizados el comportamiento de los ciclos de histeresis es muy similar. Las muestras saturan su imanacion inducida a un campo aproximado de 300 mT, mostrando un valor de la imanacion de saturacion de aproximadamente 0.275 [Am.sup.2]/kg (Figura 2a). Estos valores son compatibles con la presencia de magnetita o titanomagnetita (Dunlop & Ozdemir 1997). Los ciclos de histeresis son todos ellos cerrados y asociados a una unica poblacion ferromagnetica de coercitividades muy similares de aproximadamente 25 mT, compatibles con una poblacion de minerales en estado PSD (pseudo monodominio) (Tauxe 1998).

Para determinar la posible presencia de interacciones entre las particulas ferromagneticas, se han medido diagramas FORC en gran parte de los sitios estudiados (Figura 2b). Las coercitividades mostradas en los diagramas corroboran las medidas de los ciclos de histeresis, con valores en torno a 25-30 mT, compatibles con particulas de magnetita en estado pseudomonodominio (Dunlop & Ozdemir 1997 y referencias contenidas). Los diagramas FORC aparecen todos ellos con el maximo desplazado hacia la parte inferior del eje horizontal, posiblemente debido a la presencia de interaccion entre la particulas magneticas (Muxworthy & Roberts 2007). Tambien es importante destacar que existe una asimetria en cuanto a la forma de las lineas de contorno, que muestran una forma elipsoidal en la parte superior del diagrama que no se observa en la parte inferior, lo cual sugiere la presencia de o bien mas de una poblacion, o alta interaccion de las mismas (Muxworthy et al. 2005).

[FIGURA 2 OMITIR]

4.2. Curvas de imanacion remanente isotermica (IRM) y espectro de coercitividad

Se han realizado curvas de adquisicion de la IRM en todos los sitios estudiados para asi determinar la naturaleza de los minerales ferromagneticos (Figura 2c). Las medidas se han realizado hasta 2T, aunque la representacion grafica solo muestra valores hasta IT; esto es debido a la presencia de un salto en la imanacion debido a problemas instrumentales de cambio de rango en IT. Las curvas muestran la presencia de un mineral cuya remanencia se satura aproximadamente en 250 mT, lo cual corrobora la presencia de magnetita. Las curvas de desimanacion por campos estaticos inversos han permitido calcular la coercitividad de la remanencia (Br), que junto con la coercitividad (Bc) y los parametros de imanacion de saturacion (Ms) y la imanacion remanente (Mr) permiten describir el estado de dominios a partir de los ratios de imanacion y remanencia en el llamado diagrama de Day (Day 1973; Dunlop 2002). Los valores obtenidos para las peridotitos de Ronda son compatibles con una poblacion de estado pseudomonodomio o una mezcla de particulas monodominio y multidominio (Figura 3). Los valores obtenidos son similares a los ya presentados por Villasante-Marcos et al. (2003), aunque mas agrupados en la curva de mezcla numero 2 definida por Dunlop (2002).

[FIGURA 3 OMITIR]

El estudio del espectro de coercitividad nos indica el numero de poblaciones magneticas portadoras de remanencia en las muestras (Figura 2c). Siguiendo el metodo de ajuste a una distribucion normal de coercitividades descrito por Kruiver et al. (2001) las medidas se pueden ajustar a una sola distribucion con campo medio destructivo ([B.sub.1/2]) de 43 mT y un parametro de dispersion de 0.25 mT.

4.3. Curvas termomagneticas

Las curvas termomagneticas muestran todas ellas una inflexion en la curva de calentamiento que se observa tambien en la curva de enfriamiento en aproximadamente 580 [grados]C (Figura 2d). Este valor es indicativo de la presencia de magnetita. Las curvas de calentamiento y enfriamiento no son reversibles, indicando la presencia de alteraciones quimicas en el proceso de calentamiento. Tambien se puede observar en algunas muestras que ambas curvas se cruzan con una ligera inflexion en 250[grados]C, fenomeno que ya habia sido observado en la peridotitas de Ronda por otros autores que atribuyeron a la transicion l de pirrotina hexagonal (Villasante-Marcos et al. 2003). Las curvas de adquisicion de IRM no han dado evidencias de una poblacion magnetica que sature a campos cercanos a la pirrotina, por lo tanto tampoco se excluye la posibilidad de que se trate de maghemita estable presente en la roca (Dunlop & Ozdemir 1997).

4.4. Anisotropia de la susceptibilidad magnetica

Los valores medios del elipsoide de ASM para cada sitio (excepto sitio OJ2 cuyo fichero presentaba problemas irresolubles de formato para su procesado) y sus correspondientes valores del grado de anisotropia y parametro de forma aparecen recogidos en la Tabla 1. El elipsoide de ASM en las peridotitas presenta dos tipologias distintas. En los sitios RO001, RO004, PB10, PB14, OJ5, OJ6, OJ7 y CA3 el elipsoide es triaxial, con las tres direcciones de susceptibilidad bien definidas y la direccion de maxima susceptibilidad magnetica, o lineacion magnetica, contenida en el plano de foliacion macroscopica (Figura 4a). En el sitio RO001, ademas se pudo realizar una medida estructural de la lineacion de estiramiento a partir granos de piroxenos estirados. En este caso, la direccion de lineacion magnetica es coincidente con la direccion de lineacion de estiramiento (Figura 4a). El elipsoide de anisotropia tiene en su mayoria forma neutra a oblata, con valores de T variables entre cero y la region negativa. El grado de anisotropia esta en torno a 1.10 (Figura 4b). Estos valores medios del grado de anisotropia se pueden considerar normales con respecto a valores de rocas ultramaficas (Tarling & Hrouda 1993 y referencias contenidas; Martin-Hernandez et al. 2004).

En los sitios RO002, RO003, RO012, PB9, PB15 y OJ2 la lineacion magnetica esta bien definida y es perpendicular al plano de foliacion. Los ejes de susceptibilidad intermedia y minima se encuentran distribuidos en un circulo maximo coincidente con el plano de foliacion macroscopica (Figura 4c). El elipsoide es prolato con valores de T negativos y el grado de anisotropia es muy similar a la tipologia anterior (Figura 4d).

[FIGURA 4 OMITIR]

La Figura 5 muestra los valores medios de forma del elipsoide y grado de anisotropia para todos los sitios estudiados segun su localizacion. En los sitios de Sierra Bermeja el elipsoide tiene valores neutros a prolatos, siendo solamente los sitios RO004 y RO00l los unicos donde el elipsoide de anisotropia es oblato (Figura 5a). El sitio PB10 muestra una gran dispersion en los datos del grado de anisotropia con valores de Pj que alcanzan 1.4, tal vez asociado a la presencia de una alta concentracion de minerales magneticos. En Sierra Alpujata, el elipsoide de ASM tiene forma prolata o neutra, con valores muy similares del grado de anisotropia (Figura 5b). El unico sitio de Carratraca muestra una gran dispersion en los valores tanto del grado de anisotropia como en la forma del elipsoide de ASM, como se ve en las barras de error asociadas al valor medio (Figura 5c).

[FIGURA 5 OMITIR]

4.5. Correlacion entre lineaciones magneticas y lineacion de estiramiento

Las direcciones de lineacion de estiramiento de Sierra Bermeja estan recogidas a partir de los datos de van der Wal & Visser (1996a). Las direcciones, originalmente presentadas en van der Wal (1993), estan basadas en medidas de estiramiento de piroxenos y son mas abundantes en peridotitas con textura milonitica y tectonitas de plagioclasa. La

Figura 6a muestra la recopilacion de las lineaciones de estiramiento y la direccion de lineacion magnetica en los sitios estudiados en Sierra Bermeja. Existe una correlacion excelente entre ambas en las peridotitas con textura milonitica. En las tectonitas con espinela, donde apenas existen marcadores estructurales de lineacion, la lineacion magneica coincide con la direccion que muestran las lineaciones de estiramiento, que trazan la forma del arco de peridotitas. En el borde de las peridotitas granulares, cerca del contacto con las tectonitas con plagioclasa, se observa como la direccion de lineacion de estiramiento cambia respecto a la traza del arco de peridotitas. Esta nueva direccion, tambien es captada por la lineacion magnetica en los sitios PB9, PB10, PB14 y PB15 (Figura 6a).

La Figura 6b muestra las direcciones de lineacion mineral extensamente compiladas por Tubia (1985) y Tubia & Cuevas (1987) para el macizo de Ojen junto con la lineacion magnetica presentada en este estudio. La lineacion mineral en Sierra Alpujata tiene varios tipos. Segun Tubia (1985), en las peridotitas porfiroclasticas aparecen lineaciones tabulares de enstatita y lineaciones de agregados de plagioclasa y espinela. En las peridotitas miloniticas se exhiben lineaciones lamelares de enstatita. La

Figura 6b muestra como la lineacion magnetica reproduce las direcciones de la fabrica mineral tanto en la zona norte (sitio OJ2) donde la deformacion es milonitica, como en la zona este (sitios OJ5, OJ6 y OJ7) donde se entra en las peridotitas porfiroclasticas.

[FIGURA 6 OMITIR]

La Figura 6c muestra los resultados del unico sitio estudiado en las peridotitas de Carratraca, en concreto en la Sierra de Aguas. La direccion mineral esta definida por cristales alargados de enstatita segun Esteban et al. (2004), quienes solamente presentan los valores medios para las peridotitas con textura milonitica (Figura 6c). Se puede observar que la direccion de lineacion magnetica no concuerda con la direccion de estiramiento ya que el sitio estudiado no pertenece al dominio de textura donde aparecen lineaciones minerales.

5. DISCUSION Y CONCLUSIONES

Se ha realizado un estudio sistematico de la ASM en rocas ultrabasicas para determinar si la direccion de lineacion magnetica es concordante con la lineacion mineral observada en el campo. Adicionalmente se ha realizado un exhaustivo estudio de las propiedades magneticas en todos los sitios para poder determinar los posibles minerales portadores de la ASM.

El magnetismo de rocas indica la presencia de una fase magnetica de coercitividad baja, que satura a 250-300mT y una temperatura de Curie de 580[grados]C, compatible con la presencia de magnetita (Dunlop & Ozdemir 1997). Los diagramas FORC, ligeramente asimetricos en todas las muestras y desplazados hacia la parte inferior del eje horizontal sugieren una fuerte interaccion entre las particulas magneticas. Esta conclusion es compatible con estudios previos de ASM en rocas ultramaficas que atribuyen a la magnetita creada en el proceso de serpentinizacion, las principales direcciones de ASM (Bina & Henry 1990). El problema que surge es conocer si la nueva magnetita creada en el proceso de serpentinizacion imita las direcciones de la fabrica pre-existente. Estudios previos de separacion de subfabricas magneticas en estas mismas muestras han demostrado que las direcciones de ASM a bajo campo son paralelas a la direccion de la fabrica paramagnetica (atribuible a minerales originales de la peridotita, tales como olivinos y/o piroxenos) asi como la fabrica puramente ferromagnetica portada por la magnetita (Martin-Hernandez & Hirt 2001).

Los elipsoides de ASM presentan dos tipologias distintas en los sitios estudiados. Un primer tipo se caracteriza por un elipoide triaxial donde la lineacion magnetica esta contenida dentro del plano de foliacion macroscopica. El elipsoide en estos sitios tiene forma neutra a prolata, aunque tres sitios tambien muestran un valor medio de la ASM oblata. Un segundo tipo presenta la direccion de susceptibilidad minima e intermedia distribuida en el plano de foliacion mientras que la lineacion magnetica es paralela al polo del plano de foliacion. El elipsoide de ASM en estos sitios es siempre prolato, lo cual es compatible con una orientacion preferente en el plano de foliacion de microcristales prolatos de olivino (Belley et al. 2009).

Se ha podido mostrar como las lineaciones magneticas calculadas a partir de la direcciones de maxima susceptibilidad de ASM coinciden con la direccion de lineacion de estiramiento documentada en la literatura (Figura 6). La direcciones de lineacion estructural han sido utilizadas para deducir modelos geodinamicos de emplazamiento de las peridotitas (van der Wal & Visser 1996b; van der Wal & Visser 1996a; Tubia et al. 2004). Sin embargo, estas direcciones no han sido corregidas por rotaciones en bloque determinadas a partir de datos paleomagneticos, que se ha documentado puede llegar a ser de 64 en la direccion horaria para el sitio CA3 (Villasante-Marcos et al. 2003). Las rotaciones respecto a ejes verticales han sido estudiadas en las peridotitos de Ronda (Feinberg et al. 1996; Villasante-Marcos et al. 2003). Sin embargo este comportamiento no esta unicamente restringido a las peridotitos, sino que se han documentado rotaciones en los sedimentos adyacentes (Platzman & Lowrie 1992; Platzman 1992). Futuros estudios deben tener en cuenta estas rotaciones para evaluar las direcciones de estiramiento a las que se han sometido las peridotitas.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se ha beneficiado de la ayuda de muchas personas. Por su ayuda en el campo C. Osete, J.J. Villalain, Carlos J. Garrido, F. Gervilla y V. Garcia-Duenas. Lisa Tauxe y A. M. Hirt nos premitieron acceso a sus laboratorios para realizar parte de as medidas de ASM. Queremos agradecer las detalladas revisiones de V. Villasante-Marcos y E. Pueyo. Tambien la Direccion General de Investigaciones Cientificas y Tecnologicas (DGICYT, projectos PB98-0834 y BTE2002-00854) a ML. Osete y el programa Ramon y Cajal a FMH.

6. REFERENCIAS

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Fatima MARTIN-HERNANDEZ (1), Ma Luisa OSETE LOPEZ (2), France BELLEY (3), Eric C. FERRE (4)

(1) Departamento de Geofisica y Meteorologia

Universidad Complutense de Madrid

fatima@fis.ucm.es

(2) Departamento de Geofisica y Meteorologia

Universidad Complutense de Madrid

mlosete@fis.ucm.es

(3) Department of Geology

Southern Illinois University

fanfan24@siu.edu

(4) Department of Geology

Southern Illinois University

eferre@geo.siu.edu

Received: 26/05/2010

Accepted: 09/07/2010
Tabla 1. Valores medios de las direcciones principales de ASM
calculadas a partir de la estadistica propuesta por Jelinek (1978)
y valores medios del grado de anisotropia corregido (Pj) con su
desviacion estandar y el parametro de forma (T) con su
correspondiente desviacion estandard.

Table 1. Mean values fo the AMS principal directions computed with
the statistical aproach proposed by Jelinek (1978) and mean
values of the corrected anisotropy degree (Pj) with its
standard deviation and the shape parameter (T) with its
corresponding standard deviation.

             [D.sub.1]   [I.sub.1]   [D.sub.2]   [I.sub.2]   [D.sub.3]

Ojen

OJ2
OJ5            262.9        8.3        359.3       37.4        162.5
OJ6            266.1       34.7        136.9       42.3        17.8
OJ7            279.4       22.0        152.7       55.9        20.1
PB9            60.2        14.2        214.8       74.4        328.6
PB10           251.8       42.2        73.2        47.8        342.5
PB14           73.6         5.4        279.9       84.0        163.9
PB15           296.5       70.2        100.6       19.1        192.3

Ronda

RO001          265.7       43.1        356.3        0.7        87.1
RO002          73.5        24.7        200.0       51.0        331.1
RO003          269.3        1.8        359.5        7.5        165.9
RO004          116.0       10.3        206.2        1.0        301.8
RO012          60.9         2.1        327.7       56.6        152.3

Carratraca

CA3            45.0        10.0        135.0       10.0        225.0

             [I.sub.3]      [P.sub.j]            T

Ojen

OJ2                      1.10[+ o -]0.03   -0.4[+ o -]0.1
OJ5            51.3      1.04[+ o -]0.07   0.0[+ o -]0.4
OJ6            28.1      1.04[+ o -]0.01   -0.2[+ o -]0.3
OJ7            24.6      1.06[+ o -]0.03   0.0[+ o -]0.4
PB9             6.4      1.08[+ o -]0.04   -0.1[+ o -]0.4
PB10            0.8      1.21[+ o -]0.13   -0.6[+ o -]0.4
PB14            2.6      1.03[+ o -]0.02   0.0[+ o -]0.5
PB15            5.0      1.04[+ o -]0.03   -0.2[+ o -]0.2

Ronda

RO001          46.9      1.13[+ o -]0.01   0.1[+ o -]0.2
RO002          28.0      1.11[+ o -]0.02   -0.4[+ o -]0.3
RO003          82.3      1.09[+ o -]0.01   -0.5[+ o -]0.2
RO004          79.7      1.08[+ o -]0.01   0.4[+ o -]0.2
RO012          33.3      1.16[+ o -]0.01   -0.1[+ o -]0.4

Carratraca

CA3            80.0      1.14[+ o -]0.06   0.5[+ o -]0.4
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Author:Martin-Hernandez, Fatima; Osete Lopez, Ma. Luisa; Belley, France; Ferre, Eric C.
Publication:Fisica de la Tierra
Article Type:Report
Date:Jan 1, 2010
Words:5136
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