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Diciembre de 2014 APLICACIÓN DE LA PROSPECCIÓN GEOFÍSICA A LA CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL ENTORNO DE ZARAGOZA Jesús Romance Ibáñez 1 ÍNDICE Agradecimientos……………………………………………………………………… 2 Resumen…………………………………………………………………………………. 3 Introducción……………………………………………………………………………. 4 Marco Geológico…………………………………………………………………….. 6 Antecedentes…………………………………………………………………………. 18 Metodología…………………………………………………………………………… 20 Resultados……………………………………………………………………………… 27 Conclusiones………………………………………………………………………….. 45 Discusiones…………………………………………………………………………….. 46 Bibliograía………………………………………………………………………………. 47 2 AGRADECIMIENTOS Quisiera expresar, en mi primer lugar, mi agradecimiento a Antonio Casas, Óscar Pueyo y Emilio Pueyo por haberme brindado la oportunidad de realizar este trabajo. Agradecerles su enorme atención, disponibilidad y sabios consejos que, a partir de ahora, tendré siempre presentes. A Antonio Casas, por ayudarme y guiarme en el mundo de la geofísica. A Óscar Pueyo, por toda su ayuda en todos los cálculos, calibraciones y correcciones numéricas que he tenido que hacer. A Emilio Pueyo, por acogerme durante todo el periodo vacacional en el Instituto Geológico y Minero de España, dónde pude realizar este trabajo. Todos ellos han ejercido de excelentes tutores confiándome una gran diversidad de tareas a sabiendas de mi inicial falta de experiencia, y que con su guía he ido sacando adelante, y sin darme apenas cuenta, he ido aprendiendo y poniendo en práctica los conocimientos acumulados. Su cercanía y humanidad están sin duda detrás de su buen hacer profesional y serán para mí un ejemplo a seguir. Quiero agradecer también a Teresa Román por su constante atención, orientaciones y ayuda en el trabajo de laboratorio, y a Andrés Pocoví por su magnífico trabajo fotográfico. 3 RESUMEN Los valles de fondo plano son uno de los relieves más característicos y abundantes del sector central de la Cuenca del Ebro. Existe la incógnita de si estos valles en profundidad tienen la geometría de la base plana o en embudo (“V”), como los valles fluviales. Para caracterizar estos valles se ha realizado una prospección magnética y tomado muestras de suelos, con el propósito de realizar un modelo 2,5D, un mapa de anomalías magnéticas y curvas termomagnéticas. A partir de todos estos métodos se observa que los valles de fondo plano tienen una susceptibilidad magnética mayor que las litologías que los rodean. Otra de las conclusiones que se obtienen, en este caso, a partir de la modelización 2,5D, es que muy probablemente, la base de los valles de fondo plano es plana. A estas conclusiones se llega únicamente a partir del estudio de las propiedades magnéticas. Para poder realizar una óptima caracterización de los valles de fondo plano sería conveniente utilizar más métodos geofísicos e incluirlos a un estudio multidisciplinar junto con el estudio mineralógico, estratigráfico y sedimentológico. ABSTRACT The flat bottom valleys are one of the most characteristic and abundant reliefs of the central sector of the Ebro Basin. The question is about that if, in depth, these valleys have the geometry of the base plane or in funnel ("V"), as the fluvial valleys. To characterize these valleys, a magnetic survey has been realized and samples of soil have been taken, with the intention of realizing a model 2,5D, a map of magnetic anomalies and thermomagnetic curves. From all these methods, it is observed that the flat bottom valleys have a higher magnetic susceptibility than the lithologies that surround them. Another conclusion that is obtained, this time from the modeling 2,5D, is that very probably, the base of the flat bottom valleys is plane. These conclusions are reached only from the study of the magnetic properties. To be able to realize the best characterization of the flat bottom valleys, it would be useful to use more geophysical methods and also to include them in a multidisciplinary research together with the mineralogical, stratigraphic and sedimentological research. 4 INTRODUCCIÓN Los valles de fondo plano son la forma del relieve más común y abundante en el sector central de la Cuenca del Ebro. Estas son morfologías típicas de medios semiáridos acompañando a pequeñas lomas de escasa vegetación. Estos valles han sido cultivados durante muchos años por el ser humano. Con la implantación de la maquinaria agrícola motorizada (como el tractor), el cultivo de estos valles se ha intensificado. El aumento ha sido tal, que muchos de estos valles quedan camuflados por el cultivo (Fig. 1). Esto dificulta las tareas cartográficas ya que hay extensas áreas cultivadas, que años antes estaban descubiertas. En la figura 1 se observa cómo han desaparecido valles de fondo plano y lomas por terrenos llanos y cultivables. Otra diferencia entre estas imágenes es que hay valles de fondo plano que se ensanchan, debido a, como se ha mencionado anteriormente, la implantación de maquinaria agrícola motorizada. En este trabajo se van a caracterizar los valles de fondo plano mediante procedimientos geofísicos, centrándose en la prospección magnética y el estudio de propiedades magnéticas de los materiales de relleno y circundantes, concretamente la susceptibilidad magnética. Se han realizado estudios de laboratorio como el cálculo de la susceptibilidad magnética de muestras anteriormente tomadas en la zona de estudio y curvas de variación de la susceptibilidad con la temperatura (curvas termomagnéticas). Por otra parte se ha realizado un mapa de anomalías magnéticas y la modelización 2,5D de un corte a partir de los datos proporcionados por la previa prospección. El objetivo final es tener una idea global de cuáles son las propiedades magnéticas de los valles de fondo plano y si éstas sirven para definirlos, caracterizarlos y ahondar más en el estudio de estos relieves, tan numerosos en el sector central de la Cuenca del Ebro. Conocer mejor su mineralogía e intentar dar respuesta a la incógnita de si estos valles en profundidad son valles de fondo plano o son valles fluviales en embudo. 5 Fig. 1.- Ortofotos de la zona de estudio en diferentes años. De arriba abajo y de izquierda a derecha las edades de las imágenes son: 1956, 1998, 1999, 2009, 2012. 6 MARCO GEOLÓGICO CONTEXTO GEOGRÁFICO El área de estudio se encuentra en la comarca D.C. Zaragoza, al norte del municipio de Mediana de Aragón y al este-sureste de Zaragoza, en el sector central de la Cuenca del Ebro. Esta se encuentra limitada al norte por los Pirineos, al suroeste por la Cordillera Ibérica y al este-sureste por la Cordillera Costero Catalana (o Catalánides). La zona de estudio se encuentra en una zona denominada El Campillo, entre los kilómetros 5 y 6 de la carretera A-222. Al Este se encuentra el municipio de Rodén, al sur Mediana de Aragón, al norte la empresa SAICA y al oeste una laguna salada denominada “La Salada” (Fig.- 2). El área estudiada es de 0,5km2. El punto más elevado tiene 381m de altura y el más deprimido 330m. El relieve predominante son los valles de fondo plano delimitados por pequeñas colinas alomadas. Se encuentra incluida en la hoja M.T.N. 1:25.000 número 412C3 (Mediana de Aragón). Las coordenadas UTM de la zona de estudio son: 691000; 4597500 – 691500; 4596900. Fig. 2.- Imagen satélite de la situación de la zona de estudio con respecto a Zaragoza. Rodeado en rojo se ubica la zona en la que se basa este trabajo. Modificado de Google Earth 7 CONTEXTO GEOLÓGICO El estudio se ha realizado en el sector central de la Cuenca del Ebro. En la figura 3 se observa el mapa geológico sintético del entorno de la zona de estudio. En él se observa que en todos los alrededores de la zona de estudio los únicos materiales que hay son evaporitas, la terraza alta del Río Ebro (t8) o depósitos holocenos (valles de fondo plano y zonas de cultivo). La figura 3 se centra en la geomorfología de la zona de estudio. En esta figura se observa que en las partes altas de las laderas se ubica la terraza alta del Río Ebro (t8) y en los fondos de los valles se emplazan los valles de fondo plano. Entre ambos se encuentra la formación evaporítica cubierta por una fina capa de derrubios de ladera. Fig. 3.- Mapa geológico sintético del entorno de la zona de estudio (arriba). Mapa geomorfológico de la zona del área estudiada (abajo izquierda). Leyenda de ambos mapas (abajo derecha). 8 EVOLUCIÓN DE LA CUENCA DEL EBRO La Cuenca terciaria del Ebro es, geográficamente, una depresión enmarcada por los Pirineos, la Cordillera Ibérica y las Cadenas Costerocatalanas. Se trata de una gran cuenca de forma triangular drenada por el río Ebro que recibe aportes sedimentarios de los sistemas montañosos circundantes (Pirineos, Cordillera Ibérica y Catalánides). Representa la última fase de evolución de la cuenca de antepaís surpirenaica, y sus límites y estructura actual se establecieron entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior, cuando los cabalgamientos frontales surpirenaicos alcanzaron su emplazamiento definitivo. Los materiales aflorantes en esta cuenca son de edad terciaria, siendo depósitos de ambientes marinos al comienzo del Terciario, y pasando a continentales a partir del Eoceno (Riba et al., 1983) (Fig.- 4) Los sedimentos terciarios tienen una tendencia solapante en on-lap condicionada por los cabalgamientos surpirenaicos y por el margen ibérico. Los materiales eocenos se sitúan al norte; los oligocenos discordantes sobre Paleozoico y Mesozoico en el sector central; y los miocenos también discordantes sobre Paleozoico y Mesozoico en el sector más austral (Fig.- misma de antes). Los límites y la estructura actual de la cuenca se establecieron entre el Oligoceno superior y Mioceno inferior. Este momento corresponde al emplazamiento definitivo de los cabalgamientos frontales surpirenaicos (Pardo et al., 2004). Fig. 4.- Mapa geológico sintético de las edades de los sedimentos aflorantes de la cuenca del Ebro. Tomado de Riba et al. 1983. 15 estratificación horizontal, laminación de bajo ángulo, costras salinas, huellas de organismos, grietas de desecación etc. A partir de estos datos y de que es un nivel activo, parece claro pensar que se genera por la acción dinámica de cursos de agua efímeros. Soriano & Calvo (1987) definen la evolución de estos valles de fondo plano de la siguiente manera: En primer lugar se produce la sedimentación del nivel superior (generado por aportes longitudinales aunque con pequeña componente transversal). Después se desarrolla una etapa erosiva que lleva consigo la génesis de nuevos barrancos encajados sobre el relleno, configurándose de nuevo pequeños valles de paredes muy escarpadas. Esto se corresponde con la discordancia erosiva que hay en los rellenos fluviales. Durante la formación del primero de los rellenos, la actividad humana no sería tan intensa como para provocar los rellenos tan potentes que hay en la actualidad. En ese momento imperaba un clima húmedo. La siguiente etapa de incisión se debe a un clima más cálido. Las otras dos etapas acumulativas sí que se han podido ver afectadas por la acción humana ya que debió de ser importante en toda la zona. Aunque no sería tan importante de no ser por un clima en que tras largos periodos de sequía se producen lluvias de gran intensidad lo que implica una aceleración importante de la actividad erosiva. Esta evolución se propone para unas vales estudiadas en Mediana, Botorrita y Valmadrid. Dado que en la zona de estudio no se observa ningún corte en el que se pueda contrastar esta información, se da por hecho que la evolución y génesis de estos valles sería como la que indican Soriano y Calvo (1987). DOLINAS Y PALEODOLINAS Las dolinas son depresiones redondeadas o elípticas de mayor o menor tamaño (entre 1 y 100m de diámetro y entre 1 y 20m de profundidad) y en cuyo fondo puede haber agua si cortan el nivel freático. Las dolinas se desarrollan como consecuencia de la disolución que ejerce el agua sobre Fig. 7.-Tipos de dolinas según Benito (1987). A y B: Dolinas en cubeta con bordes tendidos. C: Dolinas en cubeta con bordes escarpados. D: Dolinas en ventana. E y F: Dolinas en embudo. Tomado de Benito (1987) 16 las rocas, en el sector central de la Cuenca del Ebro son fundamentalmente evaporitas (yeso, halita etc.) y margas. Este hecho no solo afecta a la roca que se disuelve, sino también a las formaciones rocosas suprayacentes. Suelen afectar a niveles de terrazas, glacis, abanicos aluviales etc… Todos ellos son materiales porosos, con lo que el agua de lluvia percola y disuelve las evaporitas infrayacentes. Hay varios tipos de dolinas. Benito (1987) propone la siguiente clasificación (Fig. 7): 1) Dolinas en cubeta con bordes difusos (A y B): Se pueden producir mediante dos mecanismos. a) Disolución progresiva entre el contacto de la roca soluble y la cobertera, produciéndose un asentamiento paulatino del material, que se adapta al espacio dejado por el material en disolución (por ejemplo, yeso). b) Deformación dúctil como respuesta al desarrollo de una cavidad infrayacente. 2) Dolinas de bordes escarpados y dolinas en ventana (C y D): Se generan como consecuencia del colapso súbito de la cobertera que tiende a ocupar el espacio vacío dejado por una cavidad. La diferencia entre estos dos tipos de dolinas es el volumen vacío infrayacente. En ambos casos se produce una deformación frágil del material de cobertera, concentrándose dicha deformación en planos bien definidos. Que esto ocurra depende del espesor de la cobertera y de la cohesividad de este material. Cuanto menos potente y cohesiva sea la cobertera, más fácilmente se formarán este tipo de dolinas. 3) Dolinas en embudo (E y F): Puede llegar a generarse mediante dos vías. Por un lado, la subsidencia y colapso de la cobertera, con evacuación de parte del material por un sumidero. El otro mecanismo es por remodelación y/o retrabajamiento de las paredes y el fondo de otra dolina. Las paleodolinas, son dolinas que se produjeron en el pasado, y que posteriormente fueron rellenas por sedimentos de forma natural. En la propia área de estudio se observan tanto paleodolinas, como dolinas. Las paleodolinas están rellenas por depósitos de terraza. Estos forman las partes altas de las lomas, con lo que en este caso, las paleodolinas se encuentran en las cotas altas, dando lugar a un relieve invertido (Fig. 8). 17 MORFOLOGÍAS DE MENOR ESCALA En la zona de estudio se encuentran otro tipo de formas del relieve, pero de menor escala, centimétrica. Se han observado lapiaces en yesos y piping en zonas de yesos más margosos. Fig. 8.- Paleodolinas observadas en el talud de la carretera A-222, en las cercanías de la zona de estudio. 18 ANTECEDENTES Pese a que los valles de fondo plano son uno de los relieves más abundantes y característicos del sector central de la Cuenca del Ebro, su estudio ha sido limitado. Diversos autores como Gutiérrez Elorza et al. (1985) Soriano (1989), Soriano y Calvo (1987) o Arauzo y Gutiérrez (1994), han trabajado y estudiado los valles de fondo plano desde el punto de vista geomorfológico, estratigráfico y arqueológico. En cambio, centrado en las características geofísicas de los materiales, no existe ningún estudio al respecto. En la década de 1980 se comienza a publicar de manera más frecuente sobre los valles de fondo plano. Elorza et al. (1985) estudia varios yacimientos arqueológicos de los alrededores de Mediana de Aragón. Estos están próximos a vales, o están inmersos en ellas. Estos autores proponen dos etapas de acumulación separadas por una de erosión y proponen una datación de estos sedimentos con base en restos arqueológicos encontrados en la zona. Para la base del nivel más antiguo proponen una edad anterior a la colonización humana de la zona de Mediana de Aragón ya que no se han encontrado restos antrópicos. En cambio, en el techo de este nivel, sí que se han hallado restos romanos y post-romanos. El nivel más reciente no recibe datación precisa aunque se han encontrado restos visigóticos (S. VII) y de la época medieval (S. XIII). En cuanto a la alternancia de periodos de acumulación y erosión, estos autores opinan que se debe en mayor medida a cambios climáticos, aunque la acción antrópica habría ayudado al desencadenamiento de los procesos. Posteriormente, Soriano y Calvo (1987) estudian los valles de fondo plano de la margen derecha del Río Ebro, en concreto las vales de la ribera del Río Huerva, Torrecilla de Valmadrid y Mediana de Aragón. En este trabajo, los autores diferencian tres etapas de relleno de los valles de fondo plano, separadas por dos de erosión. La primera etapa tendría una potencia de 1m, la segunda de 3-4 y la tercera y última entre 12 y 15m. La potencia total, de todo el conjunto de sedimentos, sería de unos 15-20m. Para el relleno de las vales, estos autores proponen que se han rellenado con aportes provenientes de la cabecera del valle, aunque también existe una importante componente de aporte lateral de las laderas. Para su evolución proponen que los valles de fondo plano son valles fluviales, en embudo (“V”), rellenos. En cuanto a la alternancia de periodos de acumulación y de erosión, proponen una variación entre clima frío para etapas de acumulación de sedimento, y cálido para las de erosión. Precisan un poco más en la datación, obteniendo edades para el techo del nivel más antiguo de post-romano; medieval - post-medieval para el nivel intermedio; y al más actual le adjudican una edad muy reciente ya que opinan que su depósito correspondería a las oscilaciones de las actuales laderas y barrancos. Soriano (1989) mantiene los tres niveles de acumulación, la edad de los sedimentos, el origen y su evolución. Su trabajo se centra en definir más detalladamente la estratigrafía y 19 composición. En cambio, en cuanto a la alternancia de los periodos de acumulación y erosión, le da más importancia a la creciente explotación de la tierra (cultivos) y a la influencia humana en la zona, aunque mantiene que el causante de estas alternancias es principalmente la variación climática. Uno de los últimos estudios centrados únicamente en los valles de fondo plano es el de Arauzo y Gutiérrez Elorza (1994). Estos autores estudian los valles de fondo plano de la margen izquierda del Río Ebro. Mantienen lo expuesto anteriormente en cuanto a la procedencia de los materiales que rellenan los valles de fondo plano. Sin embargo, exponen una datación para la base de estos sedimentos de 9865±85 años BP mediante C-14 y Tritio. En el afloramiento se observan cambios en la coloración de los sedimentos. Pero para el techo de los tres niveles, que se encuentran en el resto de publicaciones, la edad que propone es la misma. Por otro lado, da más importancia a la acción antrópica para explicar la mayor potencia del nivel más reciente (15m). Explica que, aparte de cambios climáticos, acciones antrópicas, como incendios y deforestaciones han podido contribuir de manera importante a que los sedimentos, tanto de las laderas como los de las cabeceras de los valles se erosionen y depositen en el valle de fondo plano. En resumen, desde las primeras publicaciones se ha tenido muy claro que los valles de fondo plano son valles fluviales cubiertos de sedimentos y no valles inicialmente de fondo plano rellenos. Tampoco se ha puesto en duda la procedencia de estos materiales, que claramente, provienen de las terrazas y formaciones evaporíticas de las cabeceras de los valles. No hay que olvidar que los aportes laterales de las laderas también tiene una componente importante. Por otro lado se han diferenciado claramente tres niveles de acumulación separados por dos etapas de erosión. La potencia de los mismos es homogénea en todos los estudios: 1m el nivel más antiguo; 3-4 el intermedio y entre 12-15 el más reciente. Por último, las publicaciones más actuales han dado mayor importancia a la acción antrópica para la evolución de estos valles de fondo plano. 20 METODOLOGÍA TRABAJO DE CAMPO El principal método utilizado en el campo para la toma de datos es la magnetometría. Se trata de una técnica de prospección geofísica mediante la que se miden anomalías del campo magnético en la superficie de la tierra. Para medir dichas anomalías se utilizan habitualmente magnetómetros de protones. Estos están basados en el efecto Overhauser, en el que ondas de alta frecuencia (VHF) actúan sobre un fluido compuesto por protones e iones paramagnéticos. Al aplicar la señal VHF, el espín nuclear que se ubica en los protones se polariza debido a la interacción entre los electrones y los núcleos protónicos. En la práctica habitual del método se utilizan dos magnetómetros, uno fijo, que mide la variación del campo magnético terrestre a lo largo del día, ya que este no es constante, y otro móvil con el que se miden las variaciones espaciales del campo magnético terrestre, resultado de la interacción del campo magnético global con fuentes profundas más las anomalías magnéticas producidas por los materiales del suelo y/o subsuelo. Las medidas se realizan con ambos instrumentos a la vez, ya que después de la campaña de campo, a los datos obtenidos por el magnetómetro móvil, se le restan los valores obtenidos por el estático (corrección diurna). La resta de ambos instrumentos es el campo geomagnético terrestre (dependiente de la longitud y latitud) modificado por los materiales que hay en el suelo o subsuelo. Como magnetómetro estático, o base (Fig. 9), se ha utilizado el magnetómetro de protones PMG-2 de SatisGeo. Es un magnetómetro de alta precisión y resolución (hasta 0,5nT). Antes de empezar a medir se determinan ciertos parámetros como la hora a la que se está realizando la medida (para poder correlacionarlo con el magnetómetro móvil) y el intervalo de medida (en este caso se realiza una medida cada 20s.). Una vez definidos estos parámetros y con el sensor a 1.5m del suelo, se comienza a medir. Fig. 9.- Magnetómetro PMG2 de SastisGeo utilizado como base de referencia. 21 Este magnetómetro ha de estar siempre en el mismo lugar para que mida siempre la deriva en el mismo punto y que las medidas corregidas posteriormente sean lo más precisas posible. A la vez que se calibra la base, se calibra el magnetómetro móvil (Fig.-10). Este magnetómetro lleva dos sensores que miden la variación de la componente vertical del campo magnético entre los dos sensores, y un dispositivo GPS. Se programa el magnetómetro para que realice una medida cada dos segundos y se corrige la hora si fuera necesario. Una vez calibrados ambos instrumentos se comienza a andar realizando un trayecto reticular. Se realizan diversos cortes con un espaciado más o menos homogéneo entre ellos (dependiendo de obstáculos naturales y antrópicos). Los cortes realizados en la zona de estudio son longitudinales con respecto a la val y perpendiculares a ella, sin dejar huecos para que el mapa posterior sea lo más preciso posible. Es importante reseñar que se tiene que evitar en la medida de lo posible cualquier tipo de ruido magnético de origen antrópico; tendidos eléctricos, carreteras, acequias etc… Este magnetómetro móvil, es el GSM-19 Overhauser de GEM Systems. Tiene una sensibilidad de 0.022 nT/Hz, una resolución de 0.01 nT y es capaz de tomar una medida cada 0,2 seg y de medir bajo condiciones climáticas extremas (-40C a +50C). Otra ventaja del magnetómetro Overhauser es la georreferenciación automática de los datos, hecho que facilita enormemente su procesado.  TRATAMIENTO DE LOS DATOS DE CAMPO Una vez obtenidos los datos en el campo, se procesaron mediante programas informáticos para hacer comparables entre sí datos correspondientes a días diferentes. Partimos de los datos del magnetómetro móvil y de la base. Mediante el programa GEMLink5.3 se realiza la corrección de la variación diurna del campo magnético de los datos del magnetómetro móvil. La corrección diurna se obtiene de Fig. 10.- Magnetómetro móvil. Empezando por arriba, se encuentra el GPS y posteriormente los dos sensores. 22 restar el campo magnético terrestre en tiempos iguales a los valores obtenidos con el magnetómetro móvil. El resultado es la llamada intensidad residual, que es la anomalía magnética que hay producida por el material del suelo o subsuelo. Este programa lo que hace es restar directamente la intensidad del campo magnético en los puntos donde coincida la hora de la toma de la medida, e interpolar allí donde no coincida el tiempo de la toma de la medida. En el segundo día de prospección, los datos de la base son erróneos. Por ello se tomaron los valores del Observatorio del Ebro. A estos se le corrigió el decalaje horario de seis minutos entre la estación del Ebro y la zona de campo cercana a Mediana de Aragón. Posteriormente, se compararon datos tomados del Observatorio del Ebro y de la base, ambos datos del mismo día, para ver la diferencia de intensidades que hay entre estos dos lugares. Dicha diferencia es de 154.35nT. Tras corregir los valores horarios y de intensidad de los datos del segundo día obtenidos del Observatorio del Ebro, se realizó mediante el programa GEMlink5.3 la corrección diurna. Una vez realizada tal corrección, hay que comprobar si las medidas tomadas en el mismo punto en diferentes días son iguales o no. Dado que las medidas deberían ser iguales, se toma como referencia un día y se calibran el resto de días con respecto a este. En este caso el día de referencia es el cuarto día. Una vez se tienen todos los días con el mismo datum y con las correcciones realizadas, se pasa a representar gráficamente, mediante el programa Surfer, el mapa de las anomalías. Para la realización del mapa, este programa interpola los valores de la anomalía en lugares donde no se han realizado medidas. El método de interpolación de estos valores en el mapa ha sido polinómico. Una vez obtenido el mapa de anomalías se pasa a realizar la modelización de un corte en 2,5D. Para ello se utiliza el programa GravMag (Pedley et al. 1993). Mediante este programa se intenta realizar un modelo de la susceptibilidad del subsuelo a partir de un corte transversal al valle de fondo plano y utilizando los datos obtenidos mediante la prospección previa. Se trata de ajustar lo máximo posible la curva medida en el campo y la curva que aparece al crearse polígonos de diversas morfologías y propiedades magnéticas. Lo primero que hay que hacer es definir la orientación del corte, la intensidad del campo magnético terrestre, y la inclinación y declinación magnéticas. Variando la forma de dichos polígonos o las susceptibilidades de los mismos se obtienen diferentes resultados que serán descritos más adelante. El resultado final nos informa de la posible distribución de las susceptibilidades magnéticas en el subsuelo. 23 METODOLOGÍA DE LABORATORIO Una pequeña parte de la intensidad del campo magnético medida en el campo depende directamente de los materiales infrayacentes. En concreto de la magnetización remanente natural (que en los casos estudiados consideramos despreciable) y de su susceptibilidad magnética. Ésta es una propiedad intrínseca de la materia que relaciona la magnetización inducida en relación al campo al que está expuesta. Es una propiedad anisótropa (tensor de segundo orden) que puede representarse por medio de un elipsoide (en general pseudoesférico). En cualquier caso la magnitud de la susceptibilidad es una variable de primer orden en la modelización magnética y ha de medirse en el laboratorio. Por este motivo, de cada val, se recogieron una serie de muestras de suelo en cortes perpendiculares al valle de fondo plano. En estas muestras se ha medido la susceptibilidad magnética y se han realizado curvas de susceptibilidad-temperatura (o “curvas k-T”).  SUSCEPTIBILIDAD MAGNÉTICA Para medir la susceptibilidad magnética, se ha tomado una muestra de volumen conocido (7,62cm3) (Fig. 11) y de una granulometría específica. La muestra tomada de suelo, contiene cantos de tamaño medio y materiales orgánicos como raíces. El material que se ha seleccionado para realizar la susceptibilidad magnética es sedimento tamaño limo o arcilla, sin restos de materia orgánica ni cantos de tamaño mayor que la matriz (Fig. 11). Estos cantos se han eliminado del estudio ya que provienen de un nivel de terraza del río Ebro y tienen propiedades diferentes a las del suelo. Esta muestra se pesa en una balanza de precisión. Conociendo el volumen y la masa, se calcula la densidad de la muestra. Una vez obtenidos estos parámetros, utilizando el KLY-3S kappabridge y el MFK1-A (de Agico) (Fig. 12) se mide la susceptibilidad magnética de la muestra. Fig. 11.- Arriba: Cubo de 7,62cm2 con el que se realizan todas las medidas. Abajo: cubos rellenos únicamente de muestra del tamaño de la matriz. 24 Fig. 12.- De izquierda a derecha: MFK1-A; KLY-3S; CS-3; Ordenador portátil. Para ello se introduce primero en el MFK1-A un cilindro de plástico duro. Para calibrar este instrumento se coloca encima del cilindro una muestra del mismo volumen pero vacía, para eliminar la susceptibilidad del recipiente contenedor y del aire y que la medida sea lo más precisa posible. Posteriormente. Utilizando un programa de ordenador, llamado SUMEAN, se le da la orden al MFK1-A de que mida la susceptibilidad magnética de la muestra en estático. Una vez realizada la medida, se calcula la susceptibilidad másica y volumétrica con los datos de masa, volumen y densidad anteriormente calculados. El programa de ordenador hace estos cálculos rápidamente y devuelve un documento de texto con todos los parámetros calculados y que se le han proporcionado.  CURVAS SUSCEPTIBILIDAD-TEMPERATURA (Curvas k-T) Otro tipo de medidas que se han realizado son las curvas susceptibilidad-Temperatura (Curvas k-T). Estas curvas solo se han realizado en una de las vales (la denominada VD). Para realizar las curvas se ha utilizado el CS-3/KLY-3S y MFK1-A (de Agico) (Fig. 12). Para preparar la muestra, se coge la fracción fina de las muestras de suelos anteriormente tomadas. De esta fracción fina, al igual que para medir la susceptibilidad, hay que separar los restos orgánicos y los cantos que puedan caer. Una vez obtenida una cantidad de muestra pequeña, se muele con un mortero de ágata y se pesa en una balanza de precisión. Como media se ha pesado en todas las muestras 0,5gr, aunque dependiendo de la densidad el volumen será mayor o menor. Antes de medir la susceptibilidad de la muestra en función de la temperatura, se mide la susceptibilidad del tubo de ensayo vacío para luego poder corregir las posteriores medidas y eliminar la señal proporcionada por todo lo ajeno a la muestra. Con la muestra ya molida y pesada se lleva al MFK1-A. Esta vez en el MFK1-A no se introduce ningún cilindro, sino que se usa un complemento llamado CS-L que es un termómetro y medidor de susceptibilidad magnética (Fig. 13). En este aparato se introduce la muestra hasta enrasar en el tubo de ensayo a 3cm, ya que en ese rango de medidas es donde 31 Specimen Mass (g) Volume (cm3) Densidad (g/cm3) Total s. 10-6SI Bulk s. 10-6S.I Mass s. 10-6S.I. VC01 8.05 7.62 1.06 77.55 101.77 96.34 VC02 6.79 7.62 0.89 35.51 46.61 52.30 VC03 9.09 7.62 1.19 285.39 374.53 313.96 VC04 8.83 7.62 1.16 446.68 586.19 505.86 VC05 9.2 7.62 1.21 315.39 413.90 342.81 VC06 8.51 7.62 1.12 275.39 361.40 323.60 VC07 7.26 7.62 0.95 73.03 95.84 100.59 VS01 8.58 7.62 1.13 250.12 328.24 291.51 VS02 8.16 7.62 1.07 340.29 446.57 417.02 VS03 7.71 7.62 1.01 531.32 697.27 689.13 VS04 8.65 7.62 1.14 639.44 839.16 739.24 VS05 8.79 7.62 1.15 609.52 799.90 693.43 VS06 9.18 7.62 1.20 617.31 810.11 672.45 VS07 8.14 7.62 1.07 455.93 598.33 560.11 VS08 7.07 7.62 0.93 276.96 363.46 391.74 VS09 7.82 7.62 1.03 174.18 228.58 222.73 VS10 7.24 7.62 0.95 58.38 76.61 80.63 VS11 8.48 7.62 1.11 20.92 27.45 24.67 VS12 6.2 7.62 0.81 15.27 20.04 24.63 VS13 6.83 7.62 0.90 154.20 202.36 225.77 VD01 8.58 7.62 1.13 189.03 248.08 220.32 VD03 6.86 7.62 0.90 27.15 35.63 39.57 VD04 8.53 7.62 1.119 119.29 156.45 139.84 VD05 7.15 7.62 0.94 146.79 192.64 205.31 VD06 8.23 7.62 1.08 179.45 235.50 218.04 VD07 8.66 7.62 1.14 200.98 263.75 232.08 VD08 7.91 7.62 1.04 212.62 279.03 268.80 VD09 8.36 7.62 1.10 217.06 284.85 259.64 VD10 7.99 7.62 1.05 249.72 327.72 312.54 VD11 7.69 7.62 1.01 180.30 236.61 234.46 VD12 6.24 7.62 0.82 81.71 107.23 130.94 VD13 7.66 7.62 1.01 73.24 96.12 95.62 VD14 8.31 7.62 1.09 61.98 81.34 74.59 VD15 7.64 7.62 1.00 116.90 153.41 153.01 JV07 10.65 7.62 1.40 18.88 24.77 17.72 TE01 10.17 7.62 1.33 56.17 73.72 55.24 TE03 8.72 7.62 1.14 138.36 181.58 158.67 TE04 9.52 7.62 1.25 58.31 76.53 61.25 Tabla 20.- Tabla de susceptibilidad y densidad de las muestras anteriormente descritas. 32 DESCRIPCIÓN DE LAS CURVAS k-T En este apartado se van a describir las curvas de susceptibilidad con respecto a la temperatura que se han realizado con las muestras anteriores. Las muestras que se han elegido para este estudio son las recogidas en el valle piloto, las muestras VD. En total se han realizado catorce medidas de esta val (Fig. 21). Fig. 21.- Curvas de variación de la susceptibilidad con la temperatura para las muestras VD 33 Fig. 21.- Curvas de variación de la susceptibilidad con la temperatura para las muestras VD. En rojo se muestra la curva del calentamiento, y en azul el enfriamiento. 34 Todas las curvas, de mayor o menor susceptibilidad, empiezan con una recta hasta los 250C donde tiene un pequeño pico la curva. Posteriormente disminuye suavemente el valor de la susceptibilidad hasta que el calentamiento llega a los 450-475C. Es en este momento cuando el valor de la susceptibilidad aumenta de manera brusca hasta encontrar su máximo a los 550C. A partir de ahí, la susceptibilidad desciende hasta llegar a 0 y mantenerse constante con el aumento de la temperatura. El proceso de aumento de la temperatura llega hasta los 700C, donde ya no hay variación posible de la susceptibilidad con la temperatura. A partir de entonces comienza el proceso de enfriamiento de la muestra. En este proceso la muestra mantiene una susceptibilidad nula hasta los 600C, cuando empieza a aumentar bruscamente la susceptibilidad, alcanzando valores que pueden llegar a ser hasta diez veces mayores que el valor más alto registrado en el proceso de calentamiento. Este aumento brusco tiene su máximo en torno a los 400C, donde comienza a descender suavemente el valor de la susceptibilidad. En torno a los 150-200C, este valor se mantiene constante hasta llegar de nuevo a la temperatura a la que se inició este ciclo de calentamientoenfriamiento. A partir de estas curvas se puede evaluar de forma cualitativa cuál es el porcentaje de minerales ferro- y paramagnéticos que hay en la muestra estudiada. Para ello el programa Cureval8, programa con el que se han realizado las curvas k-T, da la posibilidad de realizar el cálculo del porcentaje de minerales ferro- y paramagnéticos. Para obtener un resultado óptimo y relevante del cálculo de dichos porcentajes, hay que tomar un intervalo de temperatura representativo. En este intervalo no tiene que haber tenido lugar el cambio de fases de minerales ni otras variaciones que puedan cambiar la susceptibilidad (Hrouda et al. 1997). A partir de este rango de temperaturas, el programa Cureval8 traza una hipérbola ajustándose a la curva de calentamiento. Hrouda et al. (1997) proponen utilizar un rango de temperaturas de entre 40-200C, ya que en ese intervalo no se producen cambios de fases minerales. Para minerales puramente ferromagnéticos, en este rango de temperaturas, la línea que dibuja la susceptibilidad al aumentar la temperatura es recta. En cambio para minerales puramente paramagnéticos, lo que se observa es una hipérbola (Hrouda et al. 1997). Así pues, observando las curvas, se llega a la conclusión de que son curvas de materiales con mayor índice de minerales ferromagnéticos que paramagnéticos. Las gráficas se pueden dividir en tres tipos según la pendiente del primer tramo de la curva, tramo con el cual se calcula el porcentaje de minerales ferro-y para magnéticos. Se pueden observar curvas con un inicio constante, horizontal, cuyo porcentaje de minerales ferromagnético, en relación con la contribución a la susceptibilidad, es cercano al 100%. Este sería el caso de las muestras VD03, 04, 05, 06 y 12 (Fig.22). 35 Por otro lado se observan curvas con un inicio descendente, en el que el contenido de minerales paramagnéticos es mayor, entre un 15% y un 30%. Este es el caso de las muestras VD13 y 14 (Fig.22). Por último, el tercer grupo, la tendencia de la curva en este primer tramo es ascendente. Esto implica que la cantidad de minerales ferromagnéticos es mayor, y que existe una cierta cantidad de minerales superparamagnéticos o ferromagnéticos enmascarados y que al aumentar la temperatura en estos rangos pasan a ser ferromagnéticos. Este sería el caso de las muestras VD01, 07, 08, 09, 10, 11 y 15. Aquí el porcentaje de minerales ferro- y paramagnéticos que se obtiene a partir del programa no es verosímil ya que da una cantidad de minerales ferromagnéticos superior al 100% y de para magnéticos inferior al 0% (Fig.22). Las muestras con tramos iniciales horizontales coinciden con las muestras tomadas en el valle de fondo plano, en uno de los márgenes. Coincide también con un incremento de la susceptibilidad magnética hacia el otro margen del valle. Las muestras con tramos iniciales descendentes coinciden con la zona yesífera de una de las laderas y con las muestras de menor susceptibilidad magnética de todas las estudiadas en este valle. Fig. 22.- Tres tipos de tendencia del primer tramo del periodo de calentamiento. De arriba abajo: Horizontal (VD6), Descendente (VD14), Ascendente (VD10) 36 Por último las muestras con tramos iniciales ascendentes coinciden con las muestras tomadas en las partes altas de las laderas o en el centro y uno de los márgenes del valle de fondo plano. También coinciden con altos valores de susceptibilidad magnética, encontrándose entre ellos los valores más altos registrados que coinciden con uno de los márgenes del valle de fondo plano. Las variaciones de pendiente tanto en la curva de calentamiento como en la de enfriamiento tienen que ver con variaciones en las fases minerales. Cada mineral tiene una temperatura a partir de la cual las propiedades ferromagnéticas pasan a ser paramagnéticas. Este es el denominado punto o temperatura de Curie. En estas curvas se observan varias fases minerales que corresponden con cambios en la pendiente de la curva k-T. Al representar la curva como la inversa de k frente a la temperatura, se observa que hasta que no hay un cambio en las fases minerales, la curva pasa a ser una recta constante. Así pues cada cambio en la recta representará a un mineral o grupo de minerales diferentes. Estos se pueden definir según su temperatura de Curie, ya que cuando el mineral se acerca a esta temperatura, su susceptibilidad magnética aumenta, hasta, que pasada esta temperatura, deja de tener propiedades típicas de un mineral ferromagnético, para tener las propias de uno paramagnético. Como se ve en las curvas de la figura 23, hay dos puntos en la curva en los que deja de ser recta y constante. Observando las temperaturas de Curie de minerales ferromagnéticos, se llega a la conclusión de que el primer cambio de pendiente de la curva tiene lugar en torno a los 450C, relacionado con sulfuros de hierro hidratados, y el segundo en torno a los 650C, relacionados con hematites. Fig.23.- Representación de la inversa de la curva k-T. Rodeado en negro se observan los cambios de pendiente relativos a un mineral o grupo de minerales. De arriba abajo las curvas corresponden con las muestras VD05, VD09, VD13 37 DESCRIPCIÓN DEL MAPA DE ANOMALÍAS A partir de los datos obtenidos en la prospección magnética se puede calcular la anomalía residual magnética y representarla en un mapa (Fig. 24 y 26) El trazado de la prospección magnética ha sido mediante trazos paralelos a la dirección de los valles de fondo plano, y transversalmente a ellos, ocupando el mayor espacio posible y sin dejar huecos para que el interpolado sea lo más representativo posible (Fig. 25). Fig. 24.- Mapa de anomalías magnéticas. En negro se observa el trazado realizado durante la prospección 38 Las variaciones en la intensidad del campo entre los valles de fondo plano y el resto del entorno son muy bajas. Las anomalías en esta zona están en torno a 2nT, excepto en dos lugares en los que la anomalía llega a los 10nT o supera los 20nT. Estas anomalías de 2nT son las que definen claramente el trazado de los valles de fondo plano En colores amarillentos quedan bien definidos los trazados de los valles de fondo plano, con un valor de 5nT. Al norte se observa una anomalía puntual de más de 20nT. Esto puede deberse a objetos metálicos que se hallan en el suelo o subsuelo. Hacia el oeste se observa otra anomalía, ésta llega a los 10nT. Fig. 25.- Trazado de la prospección magnética en la zona de estudio 39 Por otra parte cabe destacar que no hay diferencia entre la intensidad de la anomalía generada por la unidad evaporítica y por la generada por la terraza (t8) ya que ninguna de las dos unidades producen anomalías. Esto es debido a que susceptibilidad magnética es muy baja o casi nula, siendo unidades con minerales paramagnéticos de baja susceptibilidad y diamagnéticos en su mayoría y una cantidad muy baja de minerales ferromagnéticos. Sin embargo los valles de fondo plano tienen una anomalía mayor que define bien su contorno. Esto se debe, como se puede observar en las curvas k-T o en la tabla de susceptibilidades (Fig. 20), a que hay minerales ferromagnéticos. En el sur y sureste del mapa se observa una clara tendencia a valores cada vez más bajos, llegando a ser negativos. Esto es debido al efecto de borde ya que donde no se ha recogido el dato de la intensidad del campo, el programa interpola el valor. Por esto, en el sureste, suroeste, norte, oeste y este hay valores extremadamente altos o bajos. Las anomalías del norte de la zona pueden deberse a objetos metálicos infrayacentes. Dado que esta zona ha sido escenario de batallas en la Guerra Civil española y el suelo ha sido Fig. 26.- Mapa de anomalías magnéticas. 40 removido para la plantación de pinos y para el cultivo de otro tipo de plantas a lo largo de los años, no es de extrañar que se encuentren objetos metálicos que produzcan una anomalía de dimensiones considerables. DESCRIPCIÓN DE LA MODELIZACIÓN MAGNÉTICA 2,5D Se ha realizado un corte en el valle de fondo plano piloto (VD) (Fig. 27) a partir de los datos obtenidos en la etapa de prospección. Este corte se ha modelizado con el programa Gravmag (Pedley et al. 1993). Mediante este programa se trata de, mediante polígonos de diferentes susceptibilidades, averiguar cuál es la geometría y susceptibilidad de la fuente de las anomalías. Este tipo de modelado introduce una dimensión de los polígonos perpendicular al corte realizado. En este caso ha sido una dimensión de 250m a cada lado del corte. Para ello se ha comenzado con polígonos sencillos. En estos cortes (Fig. 28, 29, 30 y 31) se observa en la parte superior la curva obtenida a partir de las mediciones realizadas en la etapa de prospección y debajo, en una traza discontinua, la curva obtenida a partir del polígono que se ha trazado previamente en la parte inferior de la imagen. En dicha parte inferior se observa el relieve a partir de una línea de color rojo continua, y el polígono dibujado y al cual se le añaden una serie de propiedades como la susceptibilidad magnética. Fig. 27.- Localización del corte realizado para la posterior modeización. 47 BIBLIOGRAFÍA Arauzo, T., & Gutierrez Elorza, M. (1994). Evolución de los valles de fondo plano del centro de la depresión del Ebro. III Reunión de Geomorfología, Logroño, pp. 277-290. Bartrina, M.T., Cabrera, L., Jurado, M.J., Guimerà, J. y Roca, E. (1992). Evolution of the central margin of the Valencia trough (western Mediterranean). Tectonophysics, 203, pp. 219- 247. Benito, G. (1987). 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