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Estructura profunda del Zagros y de la meseta de Iran: modelo geofisico y petrologico.

Deep structure across the Zagros Mountains and the Iranian Plateau. An integrated geophysical and petrological approach

Introduccion

Las zonas de colision continental han sido clasicamente identificadas como areas con una corteza engrosada y un manto litosferico tambien engrosado por duplicacion o por subduccion como resultado de un largo periodo de convergencia tectonica. Sin embargo recientemente se ha propuesto que parte de la elevada topografia en orogenos es soportada por un considerable deficit de masa bajo la corteza atribuido a un adelgazamiento del manto litosferico.

El Zagros (Fig. 1) es una cadena montanosa situada entre la placa Arabiga y la Euroasiatica, que atraviesa todo Iran desde NO a SE, con una altitud media de 2000 m y una longitud de mas de 2000 km. El orogeno es el resultado de la colision de la placa de Arabia con la placa Euroasiatica durante el Cenozoico, que causo tambien el cierre del Neo-Tetys y su subduccion bajo de la placa Euroasiatica.

Dehghani & Makris (1984) publicaron un mapa de anomalia de Bouguer que marca una fuerte anomalia negativa con tendencia NO-SE centrada en la Main Zagros Fault (MZF) y calcularon un minimo absoluto de -230 mGal. De acuerdo con estos autores, esta anomalia proporciona un espesor cortical de 50-55 km debajo de la Main Zagros Fault y de ~40 km en la cuenca Mesopotamica. Un estudio de las anomalias de Bouguer mas detallado y centrado en el Zagros, llevo a Snyder & Barazangi (1986) a obtener valores de espesores corticales de 40 km debajo de la cuenca mesopotamica a ~60 km debajo de la MZF. Los mismos autores comentaron tambien que la carga topografica del orogeno es insuficiente para explicar las observaciones en terminos de simple flexion litosferica.

Hatzfeld et al. (2003) utilizaron el analisis de las funciones receptoras de registros sismicos para inferir un espesor cortical de ~46 km debajo de una estacion situada en el Zagros central. Trabajos mas recientes (Paul et al., 2010) utilizaron la misma tecnica usando telesismos para sacar imagenes del Moho. Su perfil norte-occidental (ver ubicacion en Fig. 1), muestra una base de la corteza ondulada que aumenta su profundidad hacia el interior de la cadena del Zagros, con una profundidad media del Moho de 42 [+ o -] 2 km en la cuenca Mesopotamica hasta llegar a un maximo de 56 [+ o -] 2 km en el lado sur-occidental de la Sanandaj-Sirjan Zone.

[FIGURA 1 OMITIR]

Poco se conoce acerca la estructura litosferica del Zagros. La tomografia sismica, la magnetotelurica, el volcanismo alcalino y el balance isostatico parecen sugerir un adelgazamiento del manto litosferico debajo del orogeno. Una anomalia de bajas velocidades sismicas (Maggi & Priestley, 2005; Alinaghi et al., 2007) y el ajuste conjunto de elevacion, campos potenciales y datos termicos (Molinaro et al., 2005), revelan un deficit de masa que parece contradecir la geodinamica clasica de las zonas colisionales. Estos trabajos asumen que la densidad en el manto es funcion solo de la temperatura, mientras que la densidad en la astenosfera se mantiene constante.

Sin embargo trabajos recientes (Afonso et al., 2008; Griffin et al. 2008) han puesto de manifiesto que hay otros parametros que entran en juego para determinar la densidad, como la presion y la composicion mineralogica. En el manto las condiciones de temperatura y presion afectan al equilibrio de las fases minerales y por lo tanto a la composicion del mismo. Los trabajos hechos hasta ahora, al no considerar la compresibilidad, los cambios de fases y/o la variabilidad composicional en el manto superior, no pueden ser comparados con tomografias, xenolitos y datos termodinamicos.

En este articulo presentamos un estudio de la estructura litosferica del Zagros empleando una metodologia de modelizacion numerica (Afonso et al., 2008), que tiene en cuenta la petrofisica del manto: su densidad es funcion no solo de la temperatura, sino tambien de la presion y de la composicion, y la densidad astenosferica depende de ambas variables (temperatura y presion). Se propone determinar el limite litosfera-astenosfera (LAB) y las caracteristicas del manto litosferico a lo largo de un perfil SO-NE, situado en la zona norte-occidental de la cadena del Zagros.

El perfil atraviesa perpendicularmente las montanas del Zagros norte-oriental, llegando hasta la costa del Mar Caspio, con una longitud de 980 km (Fig. 1, perfil AB), y que tiene las siguientes coordenadas:

A: 44, 33[grados] Este--30[grados] Norte

B: 50, 5[grados] Este--37[grados] Norte

La ubicacion del perfil en la parte noroeste de Iran, ha sido elegida teniendo en cuenta la mayor disponibilidad de datos posibles, en relacion a espesores de sedimentos, valores de profundidad del Moho, estudios sismicos y cortes geologicos. Para constrenir los espesores corticales se utilizan datos de sismica, y cortes geologicos. Las composiciones de manto se hallan a partir de datos petrograficos previos o estudios de la evolucion composicional de los mantos con composiciones de referencia (Griffin et al. 2008). Asi se pretende reducir las incertidumbres y obtener un modelo mas robusto del que se podria obtener modelando unicamente una de las variables o combinaciones de estas como comunmente se hace.

1. Contexto geologico

El Zagros es una cadena de pliegues y cabalgamientos sismicamente activa que se situa en el margen norte-oriental de la placa de Arabia, en la costa septentrional del Golfo Persico (Fig. 1) y que esta generada por la colision entre la placa Arabiga y la placa Euroasiatica, que empezo en el Mioceno y perdura hasta el dia de hoy (Alavi, 1994; Agard, 2005; Ghasemi & Talbot, 2006; Casciello et al., 2009; Homke et al, 2009 y otros).

Las evidencias geologicas indican que el Zagros sufrio varios episodios tectonicos que afectaron a diferentes partes de la cadena (Verges et al., 2011). Desde el Cambrico al Plioceno la sedimentacion fue tranquila con solo una leve deformacion y algun fenomeno de diapirismo salinico en el sector norte-oriental (Imbricated Zone). En el Cretacico superior empezo la orogenesis con el emplazamiento de unidades ofioliticas procedentes de la corteza oceanica del Neo-Tetys sobre el margen norte-oriental de Arabia (Ricou, 1971; Ziegler, 2001). La obduccion prosiguio hasta el final del Campanianense, mientras que el resto del Neo-Tetys continuo subduciendo bajo la placa de Iran hasta que empezo la colision continental en el Oligoceno-Mioceno.

Del Suroeste hacia el Noreste, se atraviesan cinco dominios estructurales en los que tradicionalmente se subdivide el Zagros desde el punto de vista tectonico: 1) la cuenca de Mesopotamia, que representa, junto con el Golfo Persico, la cuenca de antepais que se formo en frente del orogeno. Su espesor cortical se va adelgazando hacia el Suroeste de la plataforma de Arabia; 2) el cinturon Zagros Fold Thrust Belt (ZFTB) o Zagros Folded Belt, caracterizado por amplios pliegues concentricos y paralelos. Este sistema representa el margen exterior menos deformado del orogeno; 3) la Zona Imbricada (Imbricated Zone) o High Zagros, que es un area compuesta por capas de sedimentos mesozoicos, radiolaritas, restos ofioliticos, y materiales volcanicos eocenicos, obducidos sobre el margen arabigo (Agard et al., 2005); 4) la Sanandaj Sirjan Zone (SSZ), formada principalmente por rocas metamorficas del Paleozoico al Cretacico, intruidas por plutones calco-alcalinos del Jurasico al Eoceno Inferior (Alavi, 1994). La SSZ representa el corazon metamorfico del proceso colisional en el oeste de Iran. Se caracteriza por ser una zona de fallas inversas que tranportaron, junto a las ofiolitas obducidas, varias capas de unidades estratigraficas, de la zona de sutura en el Noreste hacia el Suroeste, por encima del margen continental pasivo Afro-Arabigo; 5) el arco magmatico Urumieh-Dokhtar (UDMA), compuesto por rocas extrusivas e intrusivas toleiticas, calco-alcalinas, y alcalinas enriquecidas en K, con sucesiones volcanoclasticas y piroclasticas asociadas. Las rocas de esta zona son esencialmente mesozoicas. Los materiales volcanicos se deben principalmente a la subduccion de la placa de Arabia conteniente restos de la corteza oceanica del Neo-Tetys. El pico de actividad volcanica remonta al Eoceno, y desde el Cuaternario no hay indicio de actividad volcanica (Alavi, 1994). Las ofiolitas presentes en esta zona son datadas 86-81 Ma, lo que significa que se emplazaron en el Mesozoico tardio.

Grandes fallas a escala regional marcan los bordes de los dominios estructurales: 1) la Mountain Front Fault (MFF); 2) la High Zagros Fault (HZF); 3) la Main Zagros Fault (MZF) comunmente aceptada como la zona de sutura entre la placa de Arabia y la placa Euroasiatica (Berberian and King, 1981), aunque Alavi (1994) sugirio que la zona de sutura se situa entre el Arco Magmatico Urumieh Doktar y el Sanandaj Sirjan.

2. Datos y metodo

El algoritmo utilizado (LitMod 2D, Afonso et al., 2008), es un codigo de elementos finitos que calcula la estructura termica, el flujo de calor superficial (SHF), anomalias de gravedad, anomalias del geoide, velocidades sismicas y elevacion, a partir de observables globales y de datos composicionales que entran como input en el codigo. El programa tambien permite tener un control sobre las variaciones composicionales y termicas a diferentes profundidades. El metodo consiste en encontrar una distribucion de densidades que mejor ajuste los datos de elevacion, flujo de calor, anomalias del geoide y gravimetria, asi como las velocidades de las ondas sismicas en el manto.

2.1 Datos geofisicos

Las variables geofisicas (elevacion, gravedad, geoide, flujo de calor superficial) han sido recopiladas utilizando principalmente bases de datos globales.

La elevacion (Fig. 2a) procede del modelo ETOPO1 (Sandwell and Smith, 1997), un modelo de elevacion global de la superficie de la Tierra de 1 minuto de arco que integra topografia en tierra y batimetria oceanica, disponible en http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html. Como se puede observar, la topografia es muy suave al principio del perfil y en correspondencia con la cuenca Mesopotamica, al Norte del Golfo Persico. Luego se hace mas abrupta y cambia bruscamente del nivel del mar a -1500 m en menos de 100 km en el Zagros Folded Belt, y alcanza cotas de mas de 2500 m en el Zagros central y en el Alborz.

La altura del geoide procede del EGM2008 (Pavlis et al., 2008), un modelo que incorpora datos de anomalias gravimetricas en mallas de 1x1 minutos, que se extiende hasta los coeficientes de grado y orden 2190. Dado que el geoide refleja la distribucion de densidad de toda la Tierra, para utilizarlo como observable en nuestra modelizacion es necesario quitar las longitudes de onda mayores de 4000 km, es decir, las que son responsables de las anomalias de densidad del manto profundo. Para ello se substraen los armonicos esfericos hasta el grado y orden 8 (Motovalli Anbaran et al., 2010) obteniendo una anomalia del geoide residual, que refleja la distribucion de anomalias de densidad mas superficiales de los 400 km aproximadamente (Fig. 2b). El EGM2008 muestra, en la zona de estudio, una significativa variacion de la altura del geoide, con un minimo de -16 m localizado en el Golfo Persico, y un maximo de 18 m en el NE, en Anatolia. En general los valores positivos caracterizan el Zagros y el Alborz, mientras una marcada anomalia negativa se observa en el Golfo Persico, en la cuenca Mesopotamica, mar Caspio y NE de Kopeh Dag. En la meseta de Iran y en la cuenca de Lut los valores rodean el 0.

[FIGURA 2 OMITIR]

Para la anomalia de Bouguer, en el territorio de Iran se han utilizado los datos de Getech, en una malla de 10 km x 10 km (5 minutos de arco aproximadamente). Para el resto de la region, las anomalias de Bouguer (Fig. 2c) han sido calculadas a partir de la anomalia de aire libre (Sandwell and Smith, 1997), a la cual se aplica la correccion topografica 3D siguiendo el metodo ilustrado por Fullea et al. (2008), usando una densidad de reduccion de 2670 kg/[m.sup.3]. La anomalia de Bouguer a lo largo de la cadena del Zagros muestra un minimo de -220 mGal, que corre paralelamente al orogeno, indicando la presencia de una raiz cortical. En la depresion central de Iran y en la cuenca de Lut (vease su ubicacion en Fig. 1), el campo de gravedad alcanza valores de -80 mGal y -60 mGal respectivamente, sugiriendo una corteza mas adelgazada, mientras que en el Alborz aumenta llegando a los ~25 mGal.

2.2 La corteza

Nasrabadi et al. (2008) utiliza las estaciones sismicas de banda ancha de la red INSN (Iranian National Seismic Network) aplicando un metodo que combina funciones receptoras y dispersion de la velocidad de grupo de las ondas superficiales. Sus resultados indican un engrosamiento de la corteza de hasta 55 km de profundidad en la Sanandaj Sirjan Zone y en el Alborz (52-53 km de profundidad del Moho), mientras varia entre 38-40 km bajo la meseta de Iran, entre el Zagros y el Alborz. Mas recientemente Radjaee et al. (2010), obtiene valores parecidos de espesor cortical: la base de la corteza pasa de -48 km debajo de la parte norte de la meseta de Iran a 55-58 km debajo del Alborz central, para luego disminuir a ~46 km en la costa del Mar Caspio.

Un modelo cortical inicial (Fig. 3) ha sido construido a partir de la recopilacion de los estudios sismicos y geologicos (NIOC, National Iranian Oil Company) previos disponibles en la zona. La geometria de los diferentes cuerpos ha sido simplificada acorde a la escala regional a la que trabajamos, y puede llegar a tener un grado de subjetividad bastante elevado considerando que los cortes geologicos no superan los 5 km de profundidad y no existen sondeos o investigaciones directas profundas en la zona. Sin embargo, las principales lineas de discontinuidad han constituido puntos de referencia clave para la modelizacion de la corteza.

[FIGURA 3 OMITIR]

En linea general, a nivel de corteza se observa un engrosamiento a norte de la MZF, debajo de la Sanandaj Sirjan Zone y del arco Urumieh Dokhtar, asi como debajo del Alborz. Se puede observar que el modelo respeta los espesores corticales de otros autores (Nasrabadi et al., 2008; Paul et al., 2010) en la Zagros Folded Belt, con valores de ~42 km. Lo mismo vale para el sector del arco magmatico y del Alborz (Nasrabadi et al., 2008; Sodoudi et al., 2009), con valores de ~43 km y de ~51 km respectivamente. En la Imbricated Zone, Paul et al. (2010) detecta un engrosamiento cortical mas pronunciado que en nuestro modelo, pero en la Sinandaj Sirjan Zone el modelo concuerda con los valores de Nasrabadi et al. (2008).

Finalmente, en el perfil de estudio se han identificado 8 materiales corticales, diferenciandolos en sedimentos (del Terciario, del Mesozoico, del Paleozoico, de la zona Imbricada), corteza superior, corteza inferior y intrusion plutonica. En la Tabla 1 se detallan sus caracteristicas fisicas.

2.3 El manto

El 98% del manto terrestre esta formado por 5 oxidos principales (CaO-FeO-MgO-[Al.sub.2][O.sub.3]-Si[O.sub.2]), el llamado sistema CFMAS, considerado una base excelente para la modelizacion de las fases mantelicas. En nuestro modelo se ha anadido tambien el oxido de sodio ([Na.sub.2]O). Dada la ausencia de xenolitos en la zona de estudio, se ha usado como fuente de datos de composicion mantelica, las ofiolitas del complejo de Sahneh-Kermanshah. Diferentes composiciones (Griffin et al., 2008) de manto han sido empleadas para encontrar el mejor ajuste del modelo.

Considerando que la placa Arabiga es tectonicamente mas estable, y que la zona debajo del Zagros es la que esta mayormente afectada por la deformacion tectonica, desde el punto de vista composicional se ha propuesto un Proton-6 y un Tecton Tc-2 (Griffin et al., 2008) para sus respectivos mantos. Para la placa Euroasiatica, se ha considerado una composicion que procede de datos de las ofiolitas de Sahneh-Kermanshah (Wrobel Daveau et al., 2010). Mantos de composicion intermedia se han considerado entre los mantos elegidos y la astenosfera, la cual, composicionalmente corresponde a un PUM (Primitive Upper Mantle) McD & Sun (Griffin et al., 2008). Las composiciones de los mantos utilizados en la modelizacion estan detalladas en la Tabla 2. La produccion de calor en el manto y astenosfera es de 0.02 [micron]W/[m.sup.3].

3. Resultados y discusion

El modelo litosferico que mejor ajusta los observables, anomalia de Bouguer, geoide y elevacion, esta ilustrado en la Figura 4. No se tienen datos de flujo de calor a lo largo del perfil (Fig. 4 a). Aunque las figuras se muestran solo hasta una profundidad de 250 km, el modelo ajusta las variables hasta 400 km de profundidad.

En linea general el modelo ajusta bastante bien los datos, aunque hay algunas zonas en las cuales efectos locales causan un ligero desajuste.

El adelgazamiento de la litosfera debajo del Zagros es la caracteristica mas remarcable de este modelo. El espesor litosferico aumenta debajo de la cuenca Mesopotamica hasta ~230 km de profundidad, para luego disminuir hacia ~120 km debajo de la Sinandaj Sirjan Zone. El adelgazamiento se extiende por debajo del Zagros y del Alborz, aunque haya un leve engrosamiento en el sector del arco magmatico Urumieh Dokhtar correspondiente a una topografia mas suave entre las dos cadenas montanosas.

Debajo del Zagros tenemos material caliente astenosferico que asciende mas de 100 km, calentando el manto supra yacente y por lo tanto modificando los equilibrios de fases de los minerales del manto. En la distribucion de temperatura (Fig. 5) el cambio en las isotermas es notable. La temperatura en la Moho varia entre 530[grados]C en la cuenca Mesopotamica a 800[grados]C y 750[grados]C debajo del Zagros y del Alborz, respectivamente. El limite litosfera-astenosfera esta definido a 1330[grados]C.

En relacion a las densidades mantelicas (Fig. 6), los valores varian de 3320 kg/[m.sup.3] en la base de la corteza, a los 3450 kg/[m.sup.3] a 250 km de profundidad. Se observa una zona de menor densidad debajo del orogeno con valores entre 3320-3340 kg/[m.sup.3], relacionada con el aumento de temperatura observado en la misma zona. Las variaciones de densidad en el manto litosferico son debidas a las variaciones composicionales. a la temperatura y a la presion.

Observando las velocidades de las ondas sismicas obtenidas en el manto (Fig. 7), se encuentran valores que concuerdan con los de estudios tomograficos en la zona (Maggi and Priesley, 2005; Kaviani et al., 2007). Los valores estan comprendidos entre 8.0 km/s y 8.4 km/s para las ondas P y entre 4.41 km/s y 4.7 km/s para las ondas S.

[FIGURA 4 OMITIR]

[FIGURA 5 OMITIR]

[FIGURA 6 OMITIR]

[FIGURA 7 OMITIR]

4. Conclusiones

En este trabajo se ha investigado la estructura profunda (hasta una profundidad de 400 km) a lo largo de un perfil que corta perpendicularmente el Zagros, empezando en la cuenca Mesopotamica y llegando a la costa Sur del Mar Caspio, cruzando la Zagros Folded Thrust Belt, la Zona Imbricada, la Sinandaj Sirjan Zone y las montanas del Alborz. Gracias a la combinacion de las variables geofisicas empleadas (geoide, anomalia de Bouguer, flujo termico, elevacion), y constrinendo el modelo con datos de geologia y petrografia, conseguimos determinar la base de la corteza, el LAB y la composicion mantelica.

Durante la modelizacion, resulto evidente que no era posible modelar la elevada topografia del Zagros solo a traves de un engrosamiento cortical debido a la convergencia de placas, sino que habia que considerar una menor densidad en el manto para justificar su elevacion, anomalias del geoide y gravimetria. En el modelo presentado, la expresion de esta anomalia negativa de densidad es un adelgazamiento del espesor litosferico. Este deficit de masa comprende toda la zona debajo del Zagros y del Alborz, y esta acompanado por una temperatura mas elevada. La base de la litosfera, que debajo del Foreland Basin roza los 230 km de profundidad, se levanta hacia los ~120 km debajo de la Sinandaj Sirjan Zone. El modelo ajusta bien los datos si se consideran tres composiciones diferentes: un Proton-6 (Griffin et al., 2008) para el manto debajo de la cuenca Mesopotamica; un Tecton Tc-2 (Griffin et al., 2008) para el manto adelgazado debajo del orogeno, y una composicion diferente, procedente de la composicion de las ofiolitas de Sahneh, para el manto debajo de la placa Eurasiatica.

El modelo presentado ajusta todas las variables geofisicas introducidas, determina las composiciones mantelicas y calcula velocidades de ondas sismicas. Sin embargo este resultado representa solo un primer paso en el estudio de la estructura profunda del Zagros. En el proximo futuro se realizaran analisis de las velocidades sismicas obtenidas comparandolas con las observadas en tomografias sismicas, de ondas Pn y ondas superficiales, para obtener modelos aun mas realistas. Tambien se investigara la estructura profunda a lo largo de otro perfil, paralelo y situado mas al sur, para seguir el variacion de la estructura a lo largo de toda la cadena del Zagros.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto ATIZA (CGL2009-09662-BTE) y TopoMed/GASAM (CGL2008-03474-E/BTE/07-TOPO-EUROPE-FP-006)). Se agradece a J. Verges, J.C. Afonso y J. Fullea por las interesantes discusiones mantenidas.

http://dx.doi.org/10.5209/rev_FITE.2011.v23.36912

Recibido: 29/07/2011

Aceptado: 20/09/2011

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L. TUNINI, I. JIMENEZ-MUNT & M. FERNANDEZ

Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera, CSIC, Sole Sabaris s/n, 08028 Barcelona, Espana.

e-mail: ltunini@ictja.csic.es
Tabla 1. Parametros fisicos de los diferentes materiales utilizados
en la modelizacion. p: densidad [kg/[m.sup.3]]; K: conductividad
termica [W/K x m]; H: produccion de calor radiogenico [LiW/m3].

Descripcion de los          p [kg/[m.   K [W/K    H [[micron]W/
materiales                  sup.3]]     x m]      [m.sup.3]]

1. Sedimentos               2450        2.0       1.0
2. Sedimentos Terciarios    2580        2.0       1.0
3. Sedimentos Mesozoicos    2650        2.5       1.0
4. Sedimentos Paleozoicos   2700        2.5       1.0
5. Sedimentos Zona          2650        2.0       1.0
Imbricada
6. Granitoide               2780        3.1       2.0
7. Corteza superior         2820        3.0       1.0
8. Corteza inferior         2980        2.2       0.4

Tabla 2. Composicion en oxidos principales de los mantos (Griffin et
al., 2008; Desmons & Beccaluva, 1983). A partir de estos datos se
calcula la composicion mantelica, sus densidades y conductividades.

Composiciones Mantos (%)
               Manto        Tecton Tc-2   Proton-6   PUM
               "Salineli"                            McD. & Sun
                                                     (astenosfera)
Si[O.sub.2]    38.18        45.0          45.4       45.0
[Al.sub.2]     1.98         3.9           3.7        4.5
[O.sub.3]
FeO            8.13         8.1           8.3        8.1
MgO            35.67        38.7          39.9       37.8
CaO            0.41         3.2           3.2        3.6
[Na.sub.2]O    0.07         0.28          0.26       0.36
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Author:Tunini, L.; Jimenez-Munt, I.; Fernandez, M.
Publication:Fisica de la Tierra
Article Type:Report
Date:Jan 1, 2011
Words:5155
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