Tectonofisica

Análisis espectral de la gravedad y la elevación a lo largo de la placa de África-Eurasia occidental límite tectónico: Continental contra

plegamiento de la litosfera oceánica

RESUMEN

El Plegamiento a gran escala es un mecanismo clave de la deformación de la litosfera y se ha descrito en muchas partes de la Tierra, tanto para las litosferas continentales y oceánicas. Algunos aspectos de este proceso, tales como la presencia de acoplamiento / desacoplamiento entre la deformación de la corteza y la litosfera manto, o entre diferentes litosferas, hacen que sea necesario para controlar con precisión las características periódicas de la elevación y de la señal de la gravedad. El análisis espectral de los perfiles de 1D gravedad y topografía es sensible a una serie de factores: la localización, longitud y orientación de los perfiles, así como el número de muestras tomadas. Llevamos a cabo un análisis sistemático de las periodicidades en la topografía y la gravedad, 1D y 2D, a lo largo de la frontera occidental del límite de placa tectónica de África-Eurasia. Analizamos la sensibilidad del análisis espectral 1D y 2D con el fin de comparar los resultados a lo largo de un límite de placas donde litosferas oceánicas y continentales están en contacto con los diferentes aspectos tectónicos, cinemáticos y reológicos.

Nuestros resultados espectrales 1D indican que cuanto mayor es la longitud del perfil, el más largo de los picos de longitud de onda que se encuentran. Sin embargo, hay algunas señales periódicas que aparecen en casi todos los perfiles analizados: 100-250 kilómetros para los perfiles N-S a través de límite de placa oceánica y 150-250 km donde el límite de placa se desarrolla sobre litosferas continentales. El análisis espectral 2D evita los problemas encontrados en relación a la ubicación particular del perfil, pero las longitudes de onda resultantes son ligeramente superiores que los obtenidos a partir del análisis espectral 1D. Las longitudes de onda estimados para ambas litosferas oceánicas y continentales en el límite entre África y Eurasia (N 250 km) muestran valores bajos de fuerza manto media (b 1.013 Pa m).

La presencia de pliegues litosféricos significa que las litosferas continentales y oceánicas están acopladas mecánicamente. Esto se había sugerido previamente por Iberia, pero no por el límite entre S Iberia y la Terceira Triple Junction.

La orientación de los pliegues litosféricos es NW-SE en el contacto entre litosferas continentales y NNE- SSW en el contacto entre litosferas oceánicas. Esta diferencia también se refleja en la anisotropía de la señal y debe estar relacionada con la rotación de los esfuerzos tectónicos en el mismo sentido. Una señal periódica de gran tamaño (longitud de onda N 600 kilómetros) también se detectó tanto en resultados espectrales 1D y 2D. Después de dibujar los valores filtrados, los mapas resultantes indican que esta señal se relaciona con la transición entre litosferas continentales y oceánicas y los cambios significativos en la corteza terrestre y / o espesor de la litosfera de la Mid-AtlanticRidge para los márgenes continentales de Eurasia occidental.

1.-INTRODUCCIÓN

La observación de patrones regulares de los cinturones de deformación a gran escala, junto con señales similares en la anomalía de la gravedad y elevación, en relación con la cinemática y la dinámica de las principales placas tectónicas, ha llevado a diferentes autores (por ejemplo Cloetingh et al, 1999., 2002; Stephenson y Cloetingh, 1991; Lambeck, 1983; McAdoo y Sandwell, 1985; Ziegler et al., 1995; Nikishin et al., 1993; capo et al., 2000; Gerbault, 2000; Krishna et al, 2001) para poner reenviar un proceso de deformación a través de pandeo de toda la litosfera (conocido como plegamiento de la litosfera). Estos han sido encontrados dentro de intraplaca, tanto en la litosfera continental (Bretaña, Iberia, Artic Canadá, Asia Central, Alpes, y Panonia Cuenca) y en la litosfera oceánica (Océano Índico).

La Península Ibérica y la esquina noroeste de África (Fig. 1) se caracteriza por una serie de altos topográficos y depresiones asociadas. A pesar de una periodicidad clara entre las cordilleras de N a S, se sabe poco sobre el mecanismo o mecanismos que intervienen en la formación de montañas intraplaca. Recientemente, Verges y Fernández (2006), argumentaron que la topografía observada fue el resultado de varios episodios de compresión (durante la orogenia alpina) y extensión (extensión de la espalda de arco en el dominio del Mediterráneo occidental a través de la mayor parte de las veces Mioceno). A diferencia de los autores mencionados anteriormente, Cloetingh et al. (2002) han propuesto un mecanismo de plegamiento litosfera, que se basa en la observación de patrones regulares en los cinturones de deformación, junto con la correlación entre anomalías de la gravedad y la elevación, relacionados con la cinemática de la placa y la dinámica dentro de intraplaca.

Fig. 1.- Mapa tectónico simplificado del oeste de África-Eurasia límite de placa superpuesta a la topografía extraído de GTOPO30 y GEBCO, bases de datos de 2003. Las líneas discontinuas indican, aproximadamente, los límites tectónicos, microplacas y límites de bloques (modificado de De Vicente y Las Vegas, 2009). Las flechas rojas indican el empuje de colisión actual entre África y Eurasia, y las flechas verdes del empuje Cordillera del Atlántico Medio. Puntos de color muestran los epicentros y profundidades focales del Boletín EHB (Centro Internacional de Sismología,2009). (Para la interpretación de las referencias a color en esta leyenda de la figura, se remite al lector a la versión web de este artículo.)

El mecanismo de plegado de la litosfera invoca determinadas condiciones termo-mecánicas con el fin de permitir la deformación a gran escala. La estratificación reológica de la litosfera continental es fuertemente dependiente de la reología, la distribución de calor en profundidad y espesor de la corteza (Ranalli, 1995;. Schmalholz et al, 2009; Sonder e Inglaterra, 1986). Con estos supuestos, la fuerza de la litosfera continental se vería influenciada por tanto, el manto litosfera y la corteza. Mientras que en la litosfera oceánica, la edad tectono térmica de la litosfera controlaría el mecanismo de deformación (McAdoo y Sandwell, 1985;. Cloetingh et al, 1999). Por otra parte, la fuerza total de la litosfera oceánica se mayormente influenciada por la fuerza en el manto (Fig. 2). Aunque se sabe poco sobre el estado estacionario de la litosfera continental en Iberia, Tejero y Ruiz (2002) han mostrado los perfiles de resistencia desde el interior de la placa principal. Sus resultados predicen un manto frágil debajo del Duero y Tajo Cuencas y un manto relativamente débil en el marco del Sistema Central Español. Se obtuvieron resultados similares en el centro y suroeste de Iberia por Stapel (1999). Por otra parte, los últimos datos recopilados por Fullea et al. (En prensa), revelan grandes variaciones en la profundidad del Moho y el límite litosfera-astenosfera sin ninguna correlación entre sus espesores en el sur de España y el Atlas Moroccoan.

En estas condiciones, varios modelos numéricos y experimentos analógicas (Cloetingh et al., 2002; Schmalholz et al, 2002, 2009;. Martinod y Davy, 1994; Sokoutis et al., 2005; Luth et al, 2010;. Fernández-Lozano et al., en prensa), han mostrado que el mecanismo de plegado en regiones activas sería habilitado por una baja tasa cepa (depende de la fuerza del manto) y la transmisión efectiva de tensión a través de la placa interior (Andeweg et al. ,1999; de Vicente y Las Vegas, 2009). Por otra parte, la deformación generalizada facilitaría la transmisión de la tendencia veces a lo largo de la parte norte del Atlas africano que a su vez puede explicar la gran altura alcanzada por las montañas del Atlas (de Lamotte et al, 2009;. De Vicente y Las Vegas, 2009 ; Ghorbal et al, 2008;.. Teixell et al, 2003).

Tales pliegues litosféricas muestran diferentes longitudes de onda en función de las propiedades reológicas de la litosfera deformado y su edad tectono térmico (Fig. 2) (McAdoo y Sandwell, 1985;. Cloetingh et al, 1999, 2002). La presencia de fallos anteriores y / o anomalías térmicas originadas en el manto también en muchos casos a localizar la deformación. La característica principal de los pliegues litosféricas es que golpean perpendicular a la dirección de compresión máxima de los esfuerzos tectónicos activos durante el Plio-Cuaternario en Iberia (Cloetingh et al., 2002).

Fig. 2.- Modelo conceptual para el desarrollo de plegamiento de litosferas continentales (superiores) y oceánicas (inferiores) bajo tensión tectónica horizontal. Perfiles de resistencia típicos se muestran para: a) dos capas de la corteza continental y b) la corteza oceánica normal.

En términos generales, estos tipos de estructuras a gran escala pueden ser analizados mediante el examen el contraste entre el prototipo natural (un área suficientemente grande de litosfera deformada) y una serie de modelos numéricos y analógicos a escala adecuada. El prototipo se caracteriza principalmente por medio de 1D análisis espectral de topográfico y la gravedad perfiles transversales a las principales estructuras tectónicas observables en la corteza superior. Un enfoque alternativo es analizar las superficies geológicas que pueden deducirse de los perfiles sísmicos.

Modelización numérica del plegamiento de la litosfera se emprendidos generalmente utilizando modelos termomecánicas lo largo de secciones transversales verticales 2D (McAdoo y Sandwell, 1985; Beekman et al., 1996; Burov y Cloetingh, 1997; Burov y Poliakov, 2001; Cloetingh et al. , 2002; Schmalholz et al, así como con los modelos de deformación plana que incorporan la deformación elástica de la litosfera y los procesos de erosión y sedimentación con el desarrollo de sistemas de drenaje (García-Castellanos,

2002), 2009).. Más experimentos recientes en este tipo de estructuras están utilizando modelos analógicos litosférica escala (Martinod y Davy, 1994;. Sokoutis et al., 2005; Luth et al, 2010; Fernández-Lozano et al., En prensa). Estos incorporan variaciones verticales y horizontales en las propiedades reológicas de la litosfera y en el manto sub-litosfera. La discusión del origen del plegado litosférica y los procesos que controlan su desarrollo se basa entonces en una comparación del prototipo y los modelos.

Los resultados de estos trabajos confirman la presencia generalizada de pliegues de toda la litosfera y limitan los factores que controlan su desarrollo. Sin embargo, algunos de los resultados, como la presencia de acoplamiento / desacoplamiento entre la deformación de la corteza y la litosfera manto, o entre diferentes litosferas, hacen necesario controlar con precisión las características periódicas de la elevación y de la señal de la gravedad. El análisis espectral de los perfiles de 1D gravedad y elevación es un enfoque que es sensible a una serie de factores: la localización, longitud y orientación de los perfiles, así como el número de muestras tomadas (medición de pixel).

Hemos llevado a cabo un análisis sistemático de las periodicidades en la elevación y la gravedad a lo largo de la frontera occidental entre las placas euroasiática (1D y 2D) como se indica en el trabajo previo de África y (Cloetingh et al., 2002). Nuestra zona de estudio se eligió sobre la base de que representa un límite muy conocida placa desde un punto de vista cinemático y dinámico (Serpelloni et al., 2007; De Vicente y Las Vegas, 2009), por lo que es posible comparar el prototipo y la los resultados del modelo numérico y analógico (. Cloetingh et al, 2002; Fernández-Lozano et al., en prensa).

Por ello, nuestro objetivo principal es analizar la sensibilidad de la 1D y 2D espectral análisis a fin de determinar la periodicidad de las señales de elevación y de gravedad, y comparar los resultados a lo largo de un límite de placas donde litosferas oceánicas y continentales están en contacto. Finalmente, los resultados obtenidos del análisis espectral se comparan con la distribución espacial de los pliegues litosféricos, la anisotropía de la litosfera y los aspectos tectónicos, cinemáticos y reológicos.

2. CONFIGURACIÓN TECTÓNICA Y CAMPO DE ESFUERZOS ACTUAL

Las paleo-reconstrucciones del movimiento de África con respecto a Iberia durante el Terciario (Rosenbaum et al., 2002) han demostrado que entre las anomalías de un 13 y un 6 (Early Oligoceno Mioceno Inferior), África e Iberia llegaron 115 kilómetros más cerca, lo que implica un acortamiento aproximada N-S de 4.3%, con una tasa inferior a 1 cm por año (Fig. 3A). Estudios paleomagnéticos (Palencia, 2004) indican que hay movimiento relativo importante, en un sentido paleomagnético, se ha producido en el límite entre África y la Península Ibérica desde el Eoceno. Durante este tiempo, la mayor parte de la convergencia entre ambas placas se resolvió a través de deformaciones que afectan la corteza superior y la litosfera, dando lugar a pliegues de orden superior y el patrón topográfico básico, tanto dentro como fuera de la costa (. Figuras 1, 3). A partir de entonces, la cobertura subraya el

responsable de la Cenozoico deformación de Iberia y África noroccidental del Eoceno hasta Medio- Mioceno Superior, deben ser remitidos a la interfaz de Iberia-Europa, la frontera cántabro-pirenaica con una orientación principal N-S.

Este patrón estructural se pierde entre las C6 y C5 anomalías (Mioceno Inferior-Mioceno Superior), donde el paleomagnetismo indica que el movimiento entre África e Iberia fue lateral derecho y en paralelo al límite de placas, aunque a una velocidad muy baja (1,2 mm por año) (Rosenbaum et al., 2002) (Fig. 3B). Desde un punto de vista tectónico, este cambio brusco en la cinemática de la placa puede ser interpretado como el cese de las condiciones constrictiva de la deformación y el final de la litosfera activa plegable en una escala bordo. La coincidencia en el tiempo con el desplazamiento del bloque de Alborán hacia Occidente implica que este emplazamiento desacoplado mecánicamente Iberia desde África (De Vicente y Las Vegas, 2009).

La cinemática actuales entre Iberia y África implica una convergencia en la dirección NW-SE, que se muestra en el estado y la orientación de los esfuerzos activos (De Vicente et al., 2008) (Fig. 3C). Este nuevo campo de esfuerzos se superpone a las estructuras generadas hasta el Mioceno inferior y no tiene su origen en el extremo norte (Pirineos), donde se registran los mecanismos focales de tipo principalmente normal (Olaiz et al., 2009). Un nuevo límite de placas África-Europa fue creado para el sur de la Península Ibérica y su formación está todavía en curso (De Vicente y Las Vegas, 2009).

Fig. 3.- A-C: (. Modificado de Rosenbaum et al, 2002) Paleopoles de movimiento Iberia-África durante el Cenozoico. A) relativa movimiento Africa-Iberia entre un 13-Un 6: Iberia amarrado a África. B) El movimiento relativo entre África-Iberia Un 6-An 5: desacoplamiento Iberia-África. C) El movimiento relativo entre África-Iberia Un día 5-Presente: Iberia es una parte de Eurasia. Flechas rojas: manteca. Flechas azules: extensión. Flechas amarillas: desplazamientos medias. D) boceto placas Paleo para el desarrollo de plegamiento de la litosfera (modificado a partir DeVicente y Vegas, 2009). (Para la interpretación de las referencias a color en esta leyenda de la figura, se remite al lector a la versión web de este artículo.)

2.1. CAMPO DE ESFUERZOS ACTUAL

Para caracterizar el campo de tensión real en el área de estudio hemos aplicado la metodología publicada por Olaiz et al. (2009) para el área investigada, incluyendo los datos de mecanismo focal hasta diciembre de 2009. El utiliza las fuentes de datos son los mecanismos del terremoto focal calculados a partir del tensor inversión momento centroide de diferentes catálogos (Dziewoński et al., 1982): Catálogo de CMT (Dziewoński y Woodhouse, 1983), el INGV italiano (Pondrelli et al., 2002, 2004), el ETH-Zürich (Braunmiller et al., 2002), el proyecto tensor momento Ibero-magrebí en IAG-Granada (Stich et al., 2003 ), y finalmente el catálogo IGN-Madrid (Rueda y Mezcua, 2005).

Para el cálculo de la orientación y el factor de forma del elipsoide deformación-esfuerzo hemos aplicado la metodología propuesta por De Vicente (1988), basado en el "modelo de deriva de triaxial deformación" (Reches, 1983). El método proporciona un valor del factor de forma del elipsoide cepa (k '= ey / ez, ey máximo acortamiento horizontal, eje vertical ez) y la tendencia horizontal máxima de acortamiento (Dey) para cada mecanismo focal individual. Para asignar la dirección de máximo acortamiento horizontal (Dey) utilizamos los valores obtenidos de la "Modelo Slip", excepto en el caso de los mecanismos focales extensionales en las dorsales oceánicas, donde hemos trazados Dex (extensión horizontal máxima), a causa del efecto "cresta empuje". El valor de la relación k 'varía entre + ∞ (constricción radial) y -∞ (estiramiento radial). Hemos redimensionado estos valores a una escala entre 0 y 300. Para asignar el régimen de deformación-esfuerzo, el individuo k 'valores heterogéneamente distribuidos, se filtraron primer cálculo de un valor medio en 1515- bloques minutos de tamaño. Esto se hizo para evitar aliasing longitudes de onda cortas. Luego interpolamos el k valor medio 'a una malla regular de 15 minutos utilizando kriging y un variograma lineal (Fig. 5) y, por último, esta cuadrícula se vuelve a muestrear a una malla regular de 1 grado final.

El mapa final obtenida (Fig. 5) muestra que a partir de las Azores Triple Junction hacia el oeste, Dey muestra una rotación progresiva de E- W a ONO. Entre las Azores Triple Junction y la zona norte de Argelia, el mapa muestra una rotación suave en la orientación Dey: desde ONO a N-S, con algunas variaciones locales en la S de la microplaca Ibérica, probablemente asociado con el emplazamiento hacia el W de el sistema de Alborán-Béticas-Rif (Vázquez y Vegas, 2000; De Vicente et al., 2008).

Resultados para las orientaciones de distribución Dey en la Placa del espectáculo interior de Eurasia que las tendencias E-W predominan en el

Océano Atlántico cerca del marzo Esta noción confirma el papel clave de la litosfera oceánica en la transmisión de esfuerzos, como lo sugiere su alta resistencia integrado (Tesauro et al., 2007; Stüwe, 2007). En general, los esfuerzos horizontales giran dentro de Europa a partir de una tendencia-E W cerca de la Cordillera del Atlántico Medio, hacia una orientación NW hacia el este. Este patrón general, también ha sido reconocido por los autores anteriores (Müller et al., 1992). Las principales variaciones en esta tendencia general se encuentran en los Pirineos (rotación de Dey hacia E-W, relacionado con la presencia de la antigua placa límite entre Iberia y Eurasia).

La distribución régimen de deformación-esfuerzo en Europa muestra una buena correlación con las principales características tectónicas y con la topografía (Fig. 5). Las zonas extensionales son claramente dominante a lo largo de la Cordillera Meso-Atlántica. Al este de las Azores triple unión del régimen tensión continúa siendo de extensión a lo largo de la Falla de Gloria, hasta la zona de Gorringe caracterizado por el empuje de la corteza oceánica (Vázquez y Vegas, 2000), donde cambia a la compresión. Este importante empuje oceánico de la corteza escala marca el inicio del límite convergente a lo largo del contacto entre Eurasia y África en el S de Europa. Este límite convergente se define por una banda ancha con una geometría compleja que va desde el SO de Iberia hasta el N de Túnez. Esta banda muestra terremotos inversa y de desgarre, aunque también hay zonas con tensiones extensionales que desconectan la continuidad de la zona de acortamiento.

Dentro de la placa europea, una estrecha extensional a régimen cepa de desgarre es dominante, con zonas bien delimitadas con régimen extensional o compresión. De esta manera, una zona de extensión que intraplaca aparece en los Pirineos, que muestra una extensión perpendicular a la tendencia media topográfico de la cadena. Este hecho ha sido interpretado como una compensación isostática de la topografía (De Vicente et al., 2008).

El hecho de que aparezca NW de África en la compresión debe estar relacionado con los mecanismos focales de compresión a lo largo del Atlas, y con la falta hacia el sur. En este sentido el régimen de compresión sur del Atlas puede ser considerado como un efecto artificial de la interpolación.

Fig. 4.- Anomalías de gravedad y mapas de elevación en el área de estudio. Las líneas negras indican las dos zonas elegidas para analizar plegamiento de la litosfera oceánica-continental a lo largo de la frontera occidental de África-Eurasia. (Para la interpretación de las referencias a color en esta leyenda de la figura, se remite al lector a la versión web de este artículo.)

3. LOS DATOS DE ELEVACIÓN Y DE GRAVEDAD

La zona de estudio seleccionado se encuentra en el borde occidental de la África y Eurasia límite de placas, entre las latitudes 20 ° y 50 ° N y longitudes del Atlántico medio Ridge (30 ° W), en la triple unión de las Azores-Terceira Ridge, , a Córcega, Cerdeña y el oeste de Argelia (10 ° E) (Fig. 1, 4). Tanto los tipos de litosfera y el régimen de deformación y el estilo varían a lo largo de la frontera de Este a Oeste. En la parte más occidental del límite de placas se encuentra entre litosferas oceánicas, primero con un régimen extensional (Azores), a continuación, un régimen de deslizamiento huelga- (zona de la falla Azores-Gibraltar) y finalmente con un régimen a la compresión en el Banco Gorringe y SW Iberia (Fig. 5).

Este cambio se asocia con el aumento de magnitudes del vector de desplazamiento de la placa africana con respecto a Eurasia, así como las rotaciones SHMAX resultantes de la ubicación del polo de rotación Eurasia- Africa se muestra en la Fig. 3 (Rosenbaum et al., 2002; Serpelloni et al., 2007; De Vicente et al, 2008;. De Vicente y Las Vegas, 2009). Más al este, el contacto entre litosferas europeas y africanas es difusa debido al efecto del dominio de Alborán (microplaca), lo que provoca una deformación más ampliamente distribuida a lo largo de una serie de levantamientos sótano intraplaca (De Vicente y Las Vegas, 2009). Hacia el este, el límite vuelve a ser mejor definido y se encuentra a lo largo de la costa norte de Marruecos y las montañas de Tell en Argelia, con un régimen tectónico compresivo activa estrés (Fig. 5). Esta variación a lo largo del límite de placas se refleja en la distribución de la actividad sísmica, estar ahí concentraciones claras de sismicidad y las grandes magnitudes de los terremotos, donde el límite está bien definido (Gorringe y N Argelia). También existe una distribución irregular de la sismicidad sobre una zona amplia (principalmente en el Béticas) que indica una deformación distribuido intensamente y terremotos probablemente menores magnitudes (figuras 1, 4, De Vicente et al, 2008;.. De Vicente y Las Vegas, 2009 ).

Para el análisis de elevación, la GEBCO (2003) la base de datos se utilizó para las zonas oceánicas y GTOPO30 para las zonas continentales, tanto re- interpolados a una rejilla de 1 minuto. El área de estudio tiene dos zonas claramente definidas que corresponden a la parte oceánica de las dos placas en el oeste y hasta la parte continental en el este. En la parte oceánica los altos topográficos aumento de las llanuras abisales oceánicos representan los levantamientos relacionados con los ejes de expansión volcánicas (Canarias, Madeira), antiguos ejes de expansión que ahora están inactivos, los bancos asociados con el desarrollo de la margen continental del oeste de Iberia ( Banco de Galicia), así como a las estructuras compresivas generadas por un gran escala que empuja la corteza oceánica en el Banco Gorringe (Galindo-Zaldívar et al., 2003). Lo que se destaca en la parte continental son el sótano eleva genera en las fronteras norte y sur de la microplaca Ibérica en su colisión primeros con Europa (Pirineos) y más tarde con África (Béticas y Rif). Además de estas cordilleras la topografía muestra un patrón de sótano intraplaca eleva con un E-W de orientación NE-SW, tanto en la Península Ibérica (Sistema Central, Montes de Toledo, Sierra Morena) y en el Atlas y Anti-Atlas (Teixell et al 2003). Otra característica topográfica es las cuencas asociadas a la cinemática oeste del Mediterráneo durante el Neógeno que causaron extensión pronunciada en el margen mediterránea de Iberia (Valencia Trough, Cuenca Argelia-Baleares).

Con respecto a los datos de la gravedad, el análisis espectral utiliza los datos de la base de datos grav18 1 min (Sandwell y Smith, 2008) en zonas oceánicas y datos de gravedad de varias fuentes (IGN, ENRESA, Oficina gravimétrique internacionales y proyectos de la Universidad Complutense) en continental zonas. Todos los datos se homogeneizaron a la misma elipsoide de referencia (1967), aplicando la corrección de aire libre a todos ellos y la Bouguer y correcciones a los datos topográficos continentales. Finalmente todos los datos se interpolan a una gravedad rejilla anomalía común con una resolución de 2 min.

Con respecto a los datos de la gravedad, el análisis espectral utiliza los datos de la base de datos grav18 1 min (Sandwell y Smith, 2008) en zonas oceánicas y datos de gravedad de varias fuentes (IGN, ENRESA, Oficina gravimétrique internacional y proyectos de la Universidad Complutense) en continental zonas. Todos los datos se homogeneizaron a la misma elipsoide de referencia (1967), aplicando la corrección de aire libre a todos ellos y la Bouguer y correcciones a los datos topográficos continentales. Finalmente todos los datos se interpolan a una gravedad rejilla anomalía común con una resolución de 2 min.

El mapa de anomalías de la gravedad obtenido muestra dos zonas distintas (Fig. 4). En la parte oceánica los valores de anomalías están cerca de 0, con ejes ligeramente positivos y negativos a lo largo de la dorsal atlántica, la Terceira Ridge y las antiguas divisiones abortados. Destacan también los máximos de baja amplitud y bajos asociados con el tejido corteza oceánica situado paralelamente a las fallas de transformación. En la zona oceánica grandes máximos de amplitud son visibles en los grupos de islas volcánicas (Islas Canarias y Azores), así como en las zonas convergentes entre

lithospheres oceánicas durante la penetración de la corteza oceánica (Gorringe Bank). También hay zonas de bajos valores de anomalías con grandes longitudes de onda asociadas con los márgenes continentales particularmente en el Norte de la Península Ibérica y en el margen-africana del Atlántico Norte. Estos han sido interpretados como el resultado de la acumulación de grandes secuencias sedimentarias en los márgenes.

Las zonas continentales muestran un patrón distinto, con una serie de grandes bajos gravimétricos relacionados con los principales levantamientos sótano (Atlas, Rif, Béticas y Pirineos). En general, estos muestran engrosamientos de la corteza-E W a las tendencias NE-SW y reflexionar causadas por esfuerzos de compresión y acortando tanto en las fronteras y en el interior de ambas placas. Otras características menores incluyen la presencia de valores bajos en relación con los principales depocentros de las principales cuencas sedimentarias intraplaca (Madrid y Duero), o también a los gradientes asociados con contrastes intracrustal laterales densidad (fallas de primer orden, grandes discontinuidades Variscan etc.).

Dado que los resultados del análisis espectral se comparan en 1D y 2D en este trabajo, se llevará a cabo un análisis separado de la señal espectral, teniendo en cuenta la naturaleza oceánica o continental de la litosfera. En primer lugar, el estudio mide una serie de 8 perfiles N-S de los cuales cuatro se encuentran en la litosfera oceánica (Fig. 6) y las cuatro de la litosfera continental (Fig. 7). Estos perfiles son perpendiculares al límite principal de las placas, 2500 km de longitud y casi paralelo a la dirección media de acortamiento de los vectores de movimiento relativo entre África y Eurasia durante el terciario (Sección 2, Rosenbaum et al., 2002). Cuatro perfiles-E W paralelas también se obtuvieron con el fin de analizar el efecto del empuje cresta y compararlos con los perfiles N-S (Fig. 8).

Teniendo en cuenta el cambio reciente (9 mi) en el vector de África-Eurasia Euler para NW-SE (Mazzoli y Helman, 1994) y la presencia de gran sótano intraplaca enaltece con una tendencia NE-SO (Sistema Central Español-Portugués Atlas y ), también se midió un conjunto de 4 perfiles NW-SE perpendicular a las principales anomalías topográficas y de gravedad (Fig. 10). En cada caso los perfiles seleccionados eran de una longitud suficiente para longitudes de onda largas (N 500 km) para ser registrado. Estos pueden existir en relación con las variaciones litosféricas a gran escala y así las redes se miden con un dato cada 2,5 kilómetros.

Para el análisis de la señal espectral 2D se seleccionaron dos zonas de tamaño similar (15 ° x 15 °), atravesada por el límite de placas África-Eurasia, donde esta se encuentra por encima lithospheres continentales y oceánicas (Fig. 4). El análisis espectral 2D en estas zonas incluye tanto las señales de la gravedad y de elevación. Los resultados de estas dos zonas también se comparan con el espectro 2D para toda el área de estudio (40 ° × 30 °) con el fin de analizar el efecto del cambio de escala.

Finalmente, variogramas de ambos se calcularon gravedad y elevación rejillas en todas las zonas (Fig. 9) con el fin de determinar cómo los cambios de

anisotropía en relación con las características tectónicos (tipo de régimen tectónico, tensiones, etc.).

4. 1D ANÁLISIS ESPECTRAL

Para todos los perfiles analizaron los valores de anomalía de la gravedad y la altura se representan frente a la distancia en el los valores del espectro de potencia normalizada (NPS) contra longitud de onda (km) superior y en la parte inferior. Los valores de densidad espectral se han calculado por el método de Welch de ensembling un promedio de múltiples solapados de Windows (Welch,1967) por medio del software de GMT (Wessel y Smith, 1998). Este método estima el error estándar siguiente Bendat y Piersol (1986). Los perfiles perpendiculares y paralelas a la placa de límite son 2500 kilometros de largo y tienen un pixel de muestreo de 2.5 km, con un tamaño de segmento de 512.

4.1. PERFILES N-S A TRAVÉS DEL LÍMITE DE PLACA OCEÁNICA

La figura 6 muestra los resultados del análisis espectral obtenido a partir de los perfiles 4 N-S medidos a lo largo de la frontera entre las litosferas oceánicas de Eurasia y África. Estos perfiles se encuentran completamente sobre la litosfera oceánica de cerca de la Cordillera del Atlántico Medio (perfil A) a cerca de la margen continental del noroeste de África (perfil D). En todos ellos hay una clara relación entre los valores de anomalía de gravedad y elevación. Esto está relacionado con el hecho de que el aire libre usado anomalía en áreas oceánicas es fuertemente dependiente de la batimetría debido a la alta densidad de contraste en el fondo del océano. Un claro cambio en el patrón de ambos perfiles es visible a lo largo del límite de placas, con mayor irregularidad en la litosfera oceánica Eurasia y un número más alto de los montes submarinos y las islas volcánicas en la litosfera africano. Los resultados de los análisis espectrales muestran claras ciudades periódicamente en todos los perfiles, tanto en las señales de la gravedad y de elevación. Las longitudes de onda más frecuentes son 80 ± 10 km, 150-250 km y N 500 km, con estos máximos se encuentran en ambos espectros. Vale la pena destacar la presencia de los crecientes valores de NPS en longitudes de onda por encima de 1.000 kilómetros en los perfiles A y B, lo que sugiere la presencia de longitudes de onda más largas.

Para obtener un valor medio de todos estos espectros 1D, un apilamiento se llevó a cabo para los valores de NPS de los 4 perfiles. Los resultados muestran una clara correlación entre los datos de gravedad y elevación, con picos claros en la periodicidad en longitudes de onda de 90 a 100 km, 250 ± 20 km y alrededor de 650 ± 50 km. En este espectral apilar la longitud de onda más larga periódica se define mejor por los datos de la gravedad, mientras que las longitudes de onda más cortas se reflejan mejor los datos de elevación.

4.2. PERFILES N-S A TRAVÉS DEL LÍMITE DE PLACA CONTINENTAL

La figura 7 muestra los resultados para los perfiles N-S perpendicular al límite de placa calculada entre ambos litosferas continentales, desde el norte de la Península Ibérica, al sur de la cordillera del Atlas en la placa africana. Aquí, los

máximos NPS se corresponden con los datos de gravedad con picos en la periodicidad a 90 ± 10 km, 150 km, 200 a 300 km y N 600-700 km. En todos los casos los valores más altos de fuentes de energía nuclear se encuentran en longitudes de onda N 300 km. Longitudes de onda cortas se definen mejor en los espectros de gravedad, mientras que las longitudes de onda largas se registran en ambas señales. El espectro obtenido desde el apilamiento de datos normalizada suaviza los resultados individuales y da promedio de longitudes de onda periódicas entre 80 y 90 km, 130 y 150 km y N 600 km.

4.3. PERFILES-E W A TRAVÉS DE LA TRANSICIÓN-OCEÁNICO CONTINENTAL

Fig. 8 muestra la anomalía de la gravedad y perfiles de elevación de cerca del eje Atlántico cresta hasta el interior de la litosfera continental de Eurasia-África. Todos los perfiles muestran picos de amplitud con periodicidades de 90 ± 100 km, 150 a 200 km y N 400 kilómetros. Hay un pico notable de gran amplitud en el perfil de O en el 300 kilómetros de longitud de onda que está probablemente relacionado con una serie de montes submarinos y las islas volcánicas. En todos los perfiles de los valores de NPS sugieren la presencia de longitudes de onda superiores a 1000 km de longitud que no están bien definidos en el espectro. En general las periodicidades máximas se definen mejor en la señal de la gravedad, excepto en longitudes de onda más de 600 km. Como en el resto de los perfiles analizados, el espectro correspondiente a la de apilamiento de estos cuatro perfiles muestra una mayor suavización, indicando periodicidades a 90-100 km, a 150 km, a 300 km y N 600 km.

4.4. ANÁLISIS DE ANISOTROPÍA

Dado que el análisis espectral 1D es sensible a la orientación de perfil, se realizó un análisis de anisotropía de las señales topográficos gravedad y por la gravedad y la elevación rejillas oceánicas y continentales mediante el cálculo de los variogramas correspondientes.

El variograma es una función que describe el grado de dependencia espacial de un campo aleatorio espacial, y permite el análisis de la anisotropía de una variable espacial (Cressie, 1993). Estos variogramas se calcularon a intervalos de 5 ° y los resultados radiales se muestran en la Fig. 9 (A y C para el contacto entre litosferas continentales y B y D para litosferas oceánicas).

Los variogramas muestran una anisotropía claro que es más pronunciada en la elevación que en la gravedad debido al carácter potencial de campo de este último, pero con una fuerte correlación a través de las orientaciones. Para las redes de más de la frontera entre lithospheres continentales, la orientación principal es N65 ° E, y esta tendencia se mantiene prácticamente la misma para todas las longitudes de onda incluidas en la red para la señal de la gravedad. En el caso de la elevación, hay un N85 ° orientación secundaria E para longitudes de onda N 600 km. En contraste, para el límite entre lithospheres oceánicas se puede observar una anisotropía principal con una dirección de N37-40 ° E para la elevación en todas las longitudes de onda. En el caso de gravedad esta orientación es más representativo en longitudes de

onda N 300 km, mientras que una tendencia N70ºE predomina en longitudes de onda más cortas.

Esto significa que las principales orientaciones de la elevación y de gravedad anomalías son perpendiculares a las tendencias de estrés tectónicas activas (Müller et al., 1992; Olaiz et al, 2009;.. De Vicente et al, 2008), que no debe haber cambiado significativamente desde 9 My. Estos resultados sugieren que los perfiles 1D deben ser medidos principalmente en una dirección perpendicular a la anisotropía principal que debe obtenerse mediante un análisis cuantitativo.

4.5. PERFILES NW-SE

Perfiles NW-SE también se midieron con el fin de analizar la sensibilidad de los resultados de análisis espectral a la longitud y orientación de los perfiles, teniendo en cuenta los resultados del análisis de anisotropía. Estos perfiles son por lo tanto perpendicular a los principales de elevación y de gravedad anomalías intraplaca. Algunos también se llevaron a cabo en los perfiles previamente publicados (Cloetingh et al., 2002), pero con una mejor calidad de los datos en particular para los datos de gravedad. Además, la longitud de los perfiles se amplió con el fin de analizar el efecto de la longitud de perfil en los resultados de los análisis espectrales. La posición de los perfiles es perpendicular a las principales estructuras tectónicas de la zona (GORRINGE, Galicia Banco, sistema central, y Atlas) y los resultados se muestran en la Fig. 10.

Los perfiles cortos IB1, IB2MC y IB4 (900 km de largo) muestran picos de periodicidad inferior a 100 km, no siempre con una buena correlación entre la elevación y la gravedad y máximos espectrales claras para ambas señales en longitudes de onda de 150 a 200 km. Los perfiles IB1 y IB2MC también sugieren longitudes de onda superiores a 600 km.

Los dos perfiles más largos (IB3 y IB2L 2500 km de longitud) muestran periodicidades inferiores a 100 km en el IB3, y en ambos casos señalan picos entre 150 y 200 km. Hay valores máximos de NPS para longitudes de onda superiores a 600 km. En el perfil IB2L, sin embargo, la gravedad apunta a una longitud de onda incluso más tiempo.

En cuanto al cambio en la periodicidad en relación con la longitud del perfil, perfil IB2MC (900 km) se amplió en dos perfiles diferentes (IB2L y IB2ML de 1.500 y 2.500 km, respectivamente) con el mismo punto de partida y orientación. Los resultados muestran que con un perfil más largo, longitudes de onda por debajo de 100 kilometros desaparecen en la gravedad y la elevación NPS, mientras que longitudes de onda de 200 ± 50 kilometros se vuelven más estable en línea con los resultados anteriores (Cloetingh et al., 2002). También hay un pico de más de 500 km de longitud de onda en los tres perfiles.

Fig. 6. Resultados de 1D análisis espectral de la gravedad y la elevación en los perfiles de N-S perpendiculares al oeste de África-Eurasia límite de placa medida entre litosferas oceánicas. El mapa de elevación muestra la ubicación de perfil

Fig. 7. Resultados de 1D análisis espectral de la gravedad y la elevación de la N-S tendencia del perfil perpendicular al oeste de África-Eurasia placa continental límite. El mapa de elevación muestra la ubicación perfil.

Fig. 8. Resultados de 1D análisis espectral de la gravedad y la topografía en los perfiles tendencia E-W paralelas al oeste de África-Eurasia límite de placa. Perfiles P y Q están situados sobre la placa africana y Q y R sobre la placa euroasiática. Los perfiles se extienden desde cerca de la dorsal atlántica a los márgenes continentales de África y Europa.

Fig. 9. análisis de anisotropía de las rejillas de gravedad y elevación por medio de variogramas. Estos variogramas se calcularon a intervalos de 5 ° y los resultados se muestran radiales para el contacto entre lithospheres continentales (A y C) y para las lithospheres oceánicas (B y D). Véase el texto para más explicaciones.

5. ANÁLISIS ESPECTRAL 2D

El cálculo NPS en 2D se aplicó a ambas zonas atravesadas por el límite de placas entre Eurasia y África, donde esta se desarrolla sobre la litosfera oceánica y continental (Fig. 3), así como la gravedad y elevación rejillas completos (40 ° × 30 °). Los resultados se muestran en la Fig. 11. En el caso de la frontera entre litosferas continentales el análisis espectral muestra picos a 150-200 km, uno a 300 km y una longitud de onda máxima de 900 ± 50 km. En este caso la señal de la gravedad tiene valores de fuentes de energía nuclear que son más similares a los de la señal de elevación. Los resultados para el límite entre litosferas oceánicas muestran un espectro más complejo, existiendo máximos clara señal, a 90 ± 10 km y 150-300 km, y otro pico a 900 ± 50 km. Todas estas periodicidades también son visibles, aunque con menos claridad, en la señal de la gravedad.

Para toda la superficie analizada, el espectro de elevación muestra máximos de señales claras a 200-350 km, 900 ± 100 km y un pico máximo absoluto a 2000 kilómetros. También hay otras periodicidades más corta longitud de onda, aunque estos tienen valores bajos de fuentes de energía nuclear y están más claramente definidos para la elevación de la gravedad. Sólo hay una clara correlación entre ambas señales en longitudes de onda más de 200 km.

5.1. ANÁLISIS DE LOS RESULTADOS DEL ANÁLISIS ESPECTRAL 2D

Las longitudes de onda más largas de 600 km se excluyen de los modelos de iCal theoret- que se relacionan con la edad de la litosfera plegable termo-tectónico de la litosfera (Cloetingh et al., 1999), dejando su significado enigmático. Con el fin de comprender mejor estas señales, las rejillas correspondientes a la elevación y la gravedad han sido filtrados, el mapeo de estas variaciones de ese modo (Fig. 12). Para ello, las anomalías que pueden estar asociados con plegables de la litosfera (longitudes de onda de 100 to600 km) y los que tienen longitudes de onda más de 700 kilómetros de que se filtraron. Fig. 11 muestra los mapas de anomalías de longitudes de onda entre 100 y 600 kilómetros de la frontera entre litosferas oceánicas y continentales, así como las señales de la gravedad y la altura con longitudes de onda de 700 a 1200 kilómetros. En el primer caso las variaciones se relacionan con la litosfera escala estructuras ya los cambios en el espesor de la corteza asociadas con el desarrollo de cadenas de montañas (en el caso de la litosfera continental). El patrón de la litosfera oceánica es menos claro y muestra una tendencia NNE-SSW, probablemente asociado a las variaciones en la estructura de la litosfera vinculado a la Cordillera del Atlántico Medio (Müller et al., 2008). Este hecho es más clara cerca de la cresta, y podría estar relacionado con una disminución en el espesor elástico cerca de la cresta debido a un gradiente geotérmico superior.

Las variaciones en las anomalías de elevación con longitudes de onda superiores a 700 kilómetros coinciden con la transición de la oceánica de la corteza continental, así como con el desarrollo de la Cordillera del Atlántico Medio. El patrón de la gravedad es menos clara, pero la señal de la gravedad en longitudes de onda entre 700 y 1200 kilómetros parece estar conectado con el componente regional (b 2,000 kilómetros) de las anomalías del manto residuales del campo de gravedad obtenidos después de la eliminación del efecto de la corteza de lo observado campo (Tesauro et al., 2007). Un aspecto inesperado es la presencia de 2.000 kilómetros longitudes de onda en ambas señales cuando se analiza toda la parrilla en 2D. La proyección de estas anomalías filtradas muestra una asociación similar con las principales macroestructuras de contorno como los 700 a 1200 kilómetros longitudes de onda, y probablemente son el resultado del tamaño de la propia red escogidos para el análisis (efecto aliasing).

Fig. 10. Resultados de 1D análisis espectral de la gravedad y la elevación de la NW-SE tendencia perfiles perpendiculares a la principal gravedad y elevación anisotropía y paralelo a las orientaciones SHMAX activos (De Vicente et al., 2008). Véase el texto para más explicaciones.

Fig. 11. 2D resultados del análisis espectral calculados a partir de la gravedad y de elevación rejillas totales, así como de las zonas situadas por encima del límite entre lithospheres oceánicas y continentales. Principales longitudes de onda periódicas están marcados. Véase el texto para la discusión.

6. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

El análisis espectral de 1D perfiles topográficos y de gravedad es una herramienta útil para cuantificar señales periódicas, pero los resultados son altamente dependientes de la ubicación del perfil, la orientación y la longitud, y también, en menor medida, en el intervalo de muestreo. Para la detección de señales periódicas de elevación y / o gravedad de los perfiles, entonces es necesario: a) que señale variogramas de datos 2D para determinar las principales anisotropías y medir los perfiles perpendicularmente; B) para comprobar que la longitud del perfil de medición es el doble que la de la señal periódica analizada; y C) para asegurarse de que los diferentes intervalos de muestreo no distorsionen excesivamente los resultados espectrales.

El análisis espectral 2D evita los problemas encontrados en relación a la ubicación particular del perfil, pero las longitudes de onda resultantes son ligeramente superiores que los obtenidos a partir del análisis espectral 1D (Fig. 13). Esto ocurre porque los promedios de cálculo radiales Los valores de anisotropía presente real en la señal. Sin embargo, el análisis espectral 2D permite el filtrado de las diferentes señales con el fin de trazar las periodicidades y llevar a cabo una interpretación espacial precisa, no sólo de carácter cualitativo. Nuestro análisis confirma que los resultados de análisis espectral generalmente producen una señal periódica que depende del tamaño del perfil o red seleccionada. Es entonces esencial para comprobar que las señales periódicas detectados permanecen cuando se aumenta la longitud del archivo de pro- o el tamaño de la red o si la posición de los cambios de perfil.

Nuestros resultados indican que cuanto mayor es la longitud del perfil, el más largo de los picos de longitud de onda que se encuentran. Sin embargo, hay algunas señales periódicas que aparecen en casi todos los perfiles analizados. Las más frecuentes son señales con longitudes de onda de 100 y 250 km para los perfiles perpendiculares al límite de placas entre las esferas litografía oceánicas. Cuando el límite de placa se desarrolló a lo largo lithospheres continentales las longitudes de onda más frecuentes son entre 150 y 250 kilómetros. Este hecho implica la presencia de pliegues litosféricas tanto en las cortezas oceánicas y continentales a lo largo de la frontera entre las placas euroasiática y africana de Iberia a las Azores triple unión. El desarrollo de los resultados de plegado litosféricas en el acoplamiento de ambas lithospheres, como ya se había presentado para Iberia (Cloetingh et al., 2002), pero no por el límite entre S Iberia y las Azores triple unión. Vale la pena señalar que la orientación de estos pliegues cambia de NE-SW en el contacto Iberia-África a NNE-SSW en el contacto de los lithospheres continentales (9 figuras., 12). Estas orientaciones son compatibles con y perpendicular a la tendencia SHMAX de la zona, que también se encuentra a girar en sentido antihorario (De Vicente et al., 2008).

En el caso de los perfiles de N-S a lo largo de la frontera entre litosferas oceánicas, las longitudes de onda se encuentran a alargarse de oeste a este. Esta tendencia refleja el aumento de la edad de las litosferas oceánicas en la misma dirección (McAdoo y Sandwell, 1985; Müller et al., 2008). El grado de dispersión observada en la determinación de la edad litosfera oceánica es

debido al hecho de que los perfiles son oblicuos a las isócronas del suelo oceánico y cruzan la frontera entre las dos placas. Además, las longitudes de onda calculadas con los perfiles 1D son ligeramente inferiores a los obtenidos utilizando 2D, lo que da un promedio de entre 150 y 300 km. Estos valores corresponden a una litosfera oceánica elasto-plástico con carga de sedimentos N50 Mi (McAdoo y Sandwell, 1985). Vicente et al., 2008).

Estudios previos muestran la duplicidad en las señales periódicas de los casos de deformación continental cuando hay un desacoplamiento entre la corteza superior y el manto litosfera, con longitudes de onda para el nivel estructural superior b 100 km. Los perfiles analizados muestran ciudades periódicamente de longitudes de onda dentro de este rango en ambos tipos de litosferas pero con una alta dispersión en los valores de NPS. Los valores más altos de fuentes de energía nuclear se observan en la litosfera oceánica y / o cuando los perfiles de litosfera continental son más cortos y perpendiculares a la anomalía. También es de destacar que los picos de señal desaparecen en los espectros 2D a longitudes de onda inferiores a 100 km. Esta relativamente baja amplitud en la litosfera continental se ha interpretado en el caso de Iberia, como resultado de los procesos de erosión (Cloetingh et al., 2002), lo que explica las mayores amplitudes detectadas en los perfiles oceánicos. Por otra parte, la variación de la amplitud relativa de las longitudes de onda cortas se debe controlar por la estructura y propiedades de la corteza superior en cada caso.

Las longitudes de onda dominantes en el plegamiento de la litosfera dependen de la fuerza del manto (Sokoutis et al., 2005;. Schmalholz et al, 2009), la edad termo-tectónico de la litosfera (McAdoo y Sandwell, 1985; Cloetingh y Burov, 1996), la intensidad de la deformación y el acoplamiento / desacoplamiento entre la corteza superior y el manto en el caso de la litosfera continental (Cloetingh et al., 1999) o entre diferentes lithospheres (Willingshofer y Sokoutis, 2009). En nuestro caso, las longitudes de onda calculada para el límite entre lithospheres continentales (b 250 km) sugieren valores medios de baja resistencia del manto (b 1.013 Pa m, Sokoutis et al., 2005). Estos valores coinciden con los valores de resistencia media integrada estimados en condiciones de compresión tal como se calcula por Tesauro et al. (2009) para la litosfera continental en Iberia.

Por último, también se detectó una señal periódica de gran tamaño (longitud de onda N 600 kilómetros). Después de dibujar los valores filtrados (Fig. 12), los mapas resultantes indican que esta señal se relaciona con la transición entre litosferas continentales y oceánicas y los cambios significativos en la corteza terrestre y / o espesor de la litosfera de la Cordillera del Atlántico a los márgenes continentales de Eurasia occidental (Tesauro et al., 2009). La señal de la gravedad en longitudes de onda entre 700 y 1.200 kilómetros no tiene relación directa con la estructura de la litosfera, pero parece estar relacionado con el componente regional (b 2.000 kilómetros) de las anomalías del manto residuales del campo de gravedad obtenidos después de la eliminación del efecto de la corteza desde el campo observado (Tesauro et al., 2007).

Fig. 12. mapas filtradas de elevación y de gravedad anomalías de longitudes de onda entre 100 y 600 kilómetros en el límite entre litosferas oceánicas y continentales. Los mapas inferiores muestran la gravedad principal anomalía y señales de elevación con longitudes de onda N 700 kilómetros para toda la zona de estudio. Véase el texto para la discusión.

Fig. 13. Comparación de los observados anteriormente (cuadrados sólidos) y modeladas (círculos abiertos) longitudes de onda con 1D y 2D longitudes de onda calculadas en este trabajo. Estudios previos incluyen modelos y predicciones teóricas (círculos abiertos, Cloetingh et al, 1999, 2002.) Y otras estimaciones (cuadrados negros) para longitudes de onda documentados de los estudios geológicos y geofísicos (Stephenson y Cloetingh, 1991; Lambeck, 1983; Ziegler et al. , 1995; Nikishin et al, 1993;.. capo et al., 2000; Teixell et al, 2003). Hay una clara relación entre la longitud de onda litosférica y la edad para los perfiles oceánicos 1D (A-D). Las longitudes de onda calculadas en 2D son ligeramente más largos que los calculados en 1D (véase el texto para la discusión). (Para la interpretación de las referencias a color en esta leyenda de la figura, se remite al lector a la versión web de este artículo.)

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