Geophysical constraints on the variscan crust of SW-Iberia
Resumen Abstract Índice Conclusiones
Inmaculada Palomeras Torres
2011-A
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Resumen
Titulo: Geophysical constraints on the Variscan Crust of SW Iberia
Autor: Inmaculada Palomeras Torres
Director: Ramon Carbonell Bertran
Departamento de Geodinámica y Geofísica, Universidad de Barcelona
Estructura y Dinámica de la Tierra, Inst. Ciencias de la Tierra “Jaume Almera”-CSIC
1. Introducción
El objetivo de esta tesis es obtener la posible composición de la corteza del sur-oeste de la Península Ibérica. Para ello se utilizan los datos geofísicos de dos perfiles de sísmica de reflexión/refracción de gran-ángulo (IBERSEIS Wide-Angle). Con esta técnica geofísica se ha medido la velocidad de las ondas P y la velocidad de las ondas S, y a partir de estas velocidades se han calculado los coeficientes de Poisson y las densidades. Luego todas estas propiedades físicas se comparan con medidas hechas en laboratorio sobre diferentes tipos de rocas y así se obtiene la posible composición de la litosfera.
El SO de la Península Ibérica es la parte expuesta mas occidental de la cordillera Varisca en Europa, siendo una zona óptima para estudiar la orogenia Varisca. Esta cordillera se formó por la colisión del continente Gondwana con el margen Avalónico de Laurusia durante el Devónico y el Carbonífero (480-290 Ma). En el área de estudio de esta tesis, la cordillera Varisca está constituida por la colisión de tres bloques continentales: la Zona Sur-Portuguesa (SPZ), la Zona de Ossa-Morena (OMZ) y la Zona Central Ibérica (CIZ). La CIZ formaba parte del margen de Gondwana. La OMZ presenta una corteza que podría haber formado parte de Gondwana, pero hay evidencias claras de que su limite con la CIZ es una sutura tectónica indicando un cierto grado de independencia respecto la CIZ. El límite entre la SPZ y la OMZ es también una sutura Varisca y se cree que su colisión cerró el océano Rheico. En la SPZ se observan grandes afloramientos de rocas magmáticas de principios del Carbonífero, relacionados con los grandes depósitos de sulfuros. En esta zona también se encuentra la Faja Pirítica Ibérica, la más grande e importante provincia metalogénica de sulfuros masivos volcanogénicos del mundo, así como otros depósitos minerales, especialmente de Ni y Cu en la OMZ. El emplazamiento y origen de estos depósitos minerales es también un incentivo para estudiar esta área.
En esta área se adquirió el perfil de sísmica de reflexión vertical IBERSEIS (Simancas et al., 2003) de unos 300 km de largo, que cruzaba la SPZ, la OMZ y la CIZ y sus contactos. Este perfil proporciono información detallada de la estructura de la corteza del SO de Iberia, dando continuidad a las estructuras superficiales en profundidad. La imagen muestra que la discontinuidad de la Moho es plana y se encuentra a 10.5 s twtt. La estructura mas remarcable mostrada por el perfil IBERSEIS es el Iberseis Reflective Body (IRB), una banda muy reflectiva de 175 km de longitud en la OMZ y la CIZ que va de 4.5 a 5.5 s twtt. El IRB presenta una reflectividad estratificada, lo que hace que se haya interpretado como una alternancia de rocas ígneas maficas y ultramáficas. Para tener un mejor conocimiento de esta estructura y conocer mejor la evolución tectónica del área se necesita más información, como la composición de la corteza. Con esta idea se diseñaron los dos perfiles de sísmica de reflexión/refracción de gran-ángulo (IBEREIS Wide-Angle) para determinar las propiedades físicas del SO de la Península Ibérica y complementar la información obtenida con el perfil de incidencia normal IBERSEIS.
2. Metodología
En esta tesis se utilizan datos de sísmica de gran-ángulo donde la energía generada por explosiones se registra en estaciones sísmicas situadas a intervalos regulares y con un offset suficientemente grande como para registrar reflexiones y refracciones post-críticas de la corteza y el manto superior. El primer paso para interpretar los datos de gran-ángulo es identificar y correlacionar las fases presentes en los registros. Una vez identificadas las fases, se realiza el picking o medida del tiempo de llegada de cada fase. Midiendo el tiempo de viaje de la energía sísmica desde la fuente emisora a los receptores podemos obtener la velocidad sísmica. Con estos datos se obtuvieron los modelos de velocidad-profundidad por modelización directa, es decir, por ensayo y error. Este método consiste en calcular los tiempos teóricos para un modelo 2D de velocidades y compararlos con los medidos. Luego el modelo de velocidades se modifica hasta que los tiempos calculados se ajustan a los medidos. Así se obtuvieron los modelos de velocidades de ondas P y ondas S. Con los modelos de velocidades resultantes se calculó el coeficiente de Poisson para la corteza.
La velocidad con que se propaga una onda sísmica depende de la densidad del medio por donde viaja. Utilizando relaciones empíricas se ha determinado la densidad de la corteza del SO de Iberia a partir de las velocidades de las ondas P. Estas densidades se han validado con la modelización de campos geopotenciales: anomalía de Bouguer, altura del geoide, elevación topográfica y flujo de calor. Se ha hecho con modelización directa utilizando un código de diferencias finitas que resuelve simultáneamente la ecuación del geopotencial, litostática y de flujo de calor. Como resultado se obtiene la distribución de densidades y temperaturas para la litosfera, así como la topografía de la base de la litosfera (LAB).
3. Datos: IBERSEIS Wide-Angle
Se adquirieron dos perfiles de sísmica de reflexión/refracción de gran-ángulo que cruzan las tres provincias tectónicas y sus contactos. El Transect A sigue el mismo trazado que el perfil de sísmica vertical IBERSEIS (Simancas et al., 2003). El Transect B se sitúa al ESE del primero y ambos comparten su extremo norte. Para la adquisición se utilizaron 650 estaciones sísmicas TEXANS con censores de componente vertical. El espaciado entre estaciones fue de 400 m para el Transect A, de unos 300 km de longitud, y de solo 150 m para el Transect B, de unos 250 km de longitud. Para conseguir este espaciado tan cercano para el Transect B las estaciones se colocaron con un espaciado de 300 m y se dispararon los tiros. Luego todas las estaciones se movieron 150 m hacia el norte para volver a repetir los disparos. Como fuente de energía se utilizaron cargas explosivas situadas en un pozo de 50-60 m de profundidad. Se diseñaron 6 disparos para cada perfil (6+6 para el Transect B), donde las cargas explosivas fueron de 1000 kg para los tiros en los extremos, 750 kg para los situados más cercanos al centro y 500 kg para los tiros centrales. Por desgracia los tres tiros del norte para el Transect A fallaron.
En los datos obtenidos se observan unas llegadas de ondas P o compresionales bien definidas y de gran amplitud. Gracias al diseño del experimento donde las estaciones estaban separadas por solo unos cientos de metros, la continuidad lateral de las fases se incrementa y permite identificar mayor número de ellas. Las primeras llegadas (Pg) se observan de forma clara así como varias reflexiones procedentes de la corteza. Una de ellas (4-5 s a incidencia normal y con una reverberación de más de 1 s) se ha identificado como la reflexión en la parte superior del IRB. La reflexión en la Moho (PmP) se observa con claridad llegando a unos 10.5 s twtt a incidencia normal. La refracción crítica en el manto (Pn) aparece a offsets mayores de 120 km on una pendiente que indica una velocidad bajo la Moho de 8.2 km/s. En los disparos también se observa a offsets mayores de 180 km una llegada procedente del manto superior
En los datos adquiridos con censores verticales también se observan llegadas de ondas S o de cizalla. Se aprecian las primeras llegadas (Sg) hasta offsets lejanos y la reflexión en la Moho (SmS). Esta fase se observa a unos 18 s twtt a incidencia vertical. A unos 150 km offset intercepta a las llegadas Sg. No se observan reflexiones procedentes de la corteza así como la refractada crítica en el manto superior, quedando estas ocultas por la energía de las ondas P.
4. Resultados
4.1 Modelos de velocidades de ondas P
Se obtuvieron con modelización directa dos modelos de velocidad-profundidad, uno para cada perfil. Los modelos resultantes presentan una detallada distribución de velocidades de la corteza. Los modelos de velocidades muestran una corteza con variaciones laterales y con una velocidad promedio alta, especialmente en la corteza media e inferior. La corteza superior muestra un gradiente de velocidades de 5.2 km/s en la superficie a 6.5 km/s a 13-15 km de profundidad. En la corteza media (de 13-15 a 22-25 km de profundidad) las velocidades son lateralmente variables con unas zonas de alta velocidad (Vp > 6.9 km/s) en la OMZ y CIZ para el Transect A y en la SPZ y CIZ para el Transect B. El IRB corresponde a una de estas zonas de alta velocidad. Para la corteza inferior las velocidades aumentan progresivamente con la profundidad de 6.6 km/s a 7.2 km/s. Los modelos indican un grosor cortical de unos 32-33 km, para todo el perfil. La velocidad en el manto superior es de 8.2 km/s. Las velocidades obtenidas muestran una corteza con una velocidad promedio superior a la esperada para una corteza continental, sobretodo a nivel de corteza media e inferior.
4.2 Modelos de velocidades de ondas S.
Las fases de ondas S observadas en los datos nos permiten obtener un modelo de velocidades de ondas S para la corteza. Como no observamos reflexiones en la corteza, la estrategia utilizada para la modelización fue transformar el modelo de velocidades de ondas P a ondas S dividiendo las velocidades por 1.73, que corresponde a un valor de 0.25 para el coeficiente de Poisson. Luego las velocidades se modificaron hasta ajustar con los tiempos de llegada medidos. Como resultado, se obtienen los modelos de velocidades de ondas S. Los modelos resultantes muestran diferencias entre las provincias tectónicas a nivel de corteza superior y media. Los modelos no presentan zonas de alta velocidad como en los modelos de velocidades de ondas P en la corteza media, siendo más homogéneos lateralmente. Al no observarse la fase Sn, no se obtuvo información de las velocidades del manto superior.
4.3 Coeficientes de Poisson
A partir de los modelos de ondas P y ondas S se obtuvieron los modelos de coeficientes de Poisson para la corteza. Los coeficientes obtenidos también muestran diferencias entre las provincias tectónicas para la corteza superior y media. Estos modelos presentan zonas de altos coeficientes de Poisson (>0.28) en la corteza media, coincidiendo con las zonas de alta Vp. El coeficiente promedio para toda la corteza es de 0.277 indicando alto contenido en rocas máficas para la corteza de la zona.
4.3 Densidades
A partir de las velocidades obtenidas con perfiles de gran-angulo se han calculado las densidades para la corteza utilizando relaciones empíricas. Después de la conversión, vemos que las zonas de alta velocidad de la corteza media corresponden a zonas de alta densidad. Luego se ha calculado la respuesta de estos modelos de densidades sobre la latura del geoide, la gravimetría y la topografía. Los modelos de densidad obtenidos por la conversión de velocidades no necesitan modificaciones substanciales para reproducir los campos medidos. Los cambios más significativos para ajustar los valores se han realizado en la LAB, donde es necesario un adelgazamiento de la litosfera en la OMZ (de 110 km en la SPZ y CIZ a 90 km en la OMZ). También vemos que para ajustar los valores necesitamos cuerpos de alta densidad (>2900 kg/m3) en la corteza media, donde se encuentran los cuerpos de alta Vp. Como resultado de este estudio se han obtenido dos modelos de densidad litosféricos, la distribución de temperaturas en la litosfera y la topografía de la LAB.
4.4 Reflexión en el manto superior
La presencia de una reflexión que aparece a offsets mayores de 180 km (PMP) nos indica la presencia de un reflector en el manto superior. Esta reflexión presenta una banda de reflectividad de 1-1.5 s que nos hace pensar en la complejidad de la estructura que la origina. Para reproducir esta fase se necesita una zona de gradiente entre 61 y 72 km de profundidad con un contraste de velocidades total desde 8.2 km/s a 8.3 km/s. Para poder reproducir la reflectividad observada es necesario que esta zona de gradiente sea heterogénea, con heterogeneidades de unos 150 m y con contrastes de velocidades menores al 1%. También se hizo una modelización de las velocidades que se obtendrían en función de la temperatura, presión y composición para un manto peridotítico. Esta modelización indica que la fase PMP podría corresponder a la transición de espinela-lherzolita a granate-lherzolita, ya que este cambio de fase produce un incremento de unos 0.1 km/s en Vp. Esta transición es también conocida como la zona de Hales (Hales, 1969).
5. Discusión e implicaciones geológicas
Los modelos de velocidades de ondas P y ondas S, las densidades y los coeficientes de Poisson obtenidos en este trabajo nos permiten obtener las posibles litologías para la corteza del SO de Iberia comparándolas con valores obtenidos en laboratorio sobre diferentes tipos de rocas. Con esta comparación se propone la siguiente sección litosferica. En la corteza superior hay una capa fina de sedimentos con rocas del basamento deformadas (metagrauvacas) y alguna roca volcánica. Hacia el norte también aflora algún granito, responsables de los bajos valores del coeficiente de Poisson en esta zona. La distribución de las propiedades físicas muestra una corteza media complicada, con altos valores para las velocidades de ondas P, coeficientes de Poisson y densidades. Los valores compatibles para estos valores sugieren rocas máficas. El hecho de que el IRB, que corresponde a uno de estos cuerpos, presente una estructura laminada y que la creación de simogramas sintéticos donde para reproducir las reflexiones de estos cuerpos observadas en los tiros de IBERSEIS Wide-Angle se necesita que el modelo de velocidades sea perturbado con elipses con pequeñas variaciones de las propiedades físicas (Flecha et al., 2009), sugieren que en realidad se trata de una intrusión máfica. Así una alternancia de rocas mas félsicas con rocas máficas puede reproducir la reflectividad observada y las propiedades físicas medidas. Así tenemos litologías como esquistos de mica y cuarzo, basalto con facies de esquistos verdes, diorita, granulita felsica y paragranulita, alternadas con rocas con mas contenido máfico como granulita con granate máfico, granulita anortositica, gabro-norita y granulita máfica. Para la corteza inferior, las propiedades físicas sugieren una mezcla de rocas con un incremento gradual en el contenido máfico en profundidad, así anfibolitas y basaltos con facies de esquistos verdes de grado medio-alto son remplazados gradualmente en profundidad por anfibolitas de alto grado y rocas ígneas como gabro y hornblendita. La Moho se sitúa a 32-33 km de profundidad.
En el manto superior se encuentra la zona de gradiente de Hales (de 61 a 72 km de profundidad). Esta región se interpreta como la transición de espinela-lherzolita a granate-lherzolita de acuerdo con las propiedades físicas y la modelización termodinámica. La base de la litosfera se ha fijado con la modelización con campos potenciales y térmico y se sitúa a 110 km en la SPZ y CIZ y a solo 90 km en la OMZ.
6. Conclusiones
El estudio geofísico llevado a término en el SO de la Península Ibérica ha proporcionado una detallada distribución de las propiedades físicas de la corteza y manto superior. La distribución de velocidades sísmicas de ondas P y S, las densidades y los coeficientes de Poisson han sido obtenidos a partir de datos sísmicos de gran ángulo de alta resolución. Los modelos resultantes restringen la naturaleza de las estructuras obtenidas por el perfil de sísmica vertical IBERSEIS. Los modelos de velocidad sísmica de ondas P, de densidad y de coeficientes de Poisson muestran zonas de altos valores en la corteza media, coincidiendo con la posición del IRB. La modelización también muestra que el IRB no es el único cuerpo intrusivo, ya que otro cuerpo con propiedades físicas parecidas se ha visto al SOS del IRB. Relacionar velocidades sísmicas con posibles tipos de rocas resulta en un rango muy grande de posibilidades. Si se utilizan conjuntamente con otras propiedades como los coeficientes de Poisson y/o densidades, el rango de posibles tipos de rocas se reduce obteniendo un modelo de corteza mas preciso. Las fases reflejadas en las estructuras que se caracterizan por altas velocidades muestran una reverberación observada en los datos de campo (tiros) indicando que la naturaleza de estas áreas es compleja. La alternancia de diferentes tipos de rocas (lamellae) con pequeños cambios en las propiedades físicas puede reproducir la reverberación observada en los tiros para estas fases. Luego las propiedades físicas obtenidas se deben tomar como el promedio de estas áreas laminadas. Las litologías que pueden dar los valores promedio medidos de las propiedades físicas indican que el IRB y estructuras similares consisten probablemente en rocas maficas. En este estudio se ha identificado un reflector en el manto superior que aparece a offset lejanos en los tiros registrados en el experimento de sísmica de gran-ángulo. La modelización de esta fase indica que proviene de una zona de gradiente, que puede consistir en la transición de fase de espinela-lherzolita a granate-lherzolita, es decir, la zona de gradiente de Hales. El uso de campos geopotenciales y térmicos para validar las densidades obtenidas a partir de las velocidades de ondas P ha permitido fijar el grosor de la litosfera así como su distribución de temperaturas.
Las intrusiones maficas a niveles de corteza media que cruzan los límites tectónicos, la naturaleza de las rocas con los valores de las propiedades físicas parecidas a las medidas para estas intrusiones, el levantamiento de la LAB, juntamente con la geología observada en superficie, todo esto nos sugiere un escenario tectónico único y nuevo con una intrusión intraorogenica post-colisional de rocas maficas de origen mantelico.
7. Referencias
Flecha, I., I. Palomeras, R. Carbonell, F. Simancas, P. Ayarza, J. Matas, F. González-Lodeiro and A. Pérez-Estaun (2009), Seismic imaging and modelling of the lithosphere of SW-Iberia, Tectonophysics, 472 (1-4), 148-157
Hales, A. (1969), A seismic discontinuity in the lithosphere, Earth Planet. Sci. Lett., 7, 44-46
Simancas, F., et al. (2003), Crustal structure of the transpressional Variscan Orogen of SW Iberia: SW Iberia Deep Seismic Reflection Profile (IBERSEIS), Tectonics, 22(6), 1062.
GEOPHYSICAL CONSTRAINTS ON THE VARISCAN CRUST OF SW-IBERIA
I. Palomeras
The focal point of this Thesis is obtain the crustal composition of SW-Iberia using as a geophysical data two densely spaced wide-angle seismic reflection/refraction data (IBERSEIS Wide-Angle). The study area is the south westernmost exposed part of the Variscan Belt in Europe and offers the opportunity to study the Variscan orogeny (480 – 290 Ma), that in the region is formed by the collision of three continental blocks: the South Portuguese Zone (SPZ), the Ossa-Morena Zone (OMZ) and the Central Iberian Zone (CIZ). The two wide-angle surveys were designed to determine the physical properties in SW-Iberia and complement the normal incidence seismic survey IBERSEIS.
Both transects crossed the 3 main tectonic units in the area and their tectonic contacts. Transect A was 300 km long and Transect B was 250 km long. The data set was recorded by vertical component sensors with a station spacing of 400 m and 150 m for Transect A and B, respectively. The close station spacing allows the identification and correlation of more phases, as well as increases the lateral continuity of them.
It increases the interpretative complexity as more events are identified. As a result a complex P-wave velocity model has been obtained by forward modeling. Some S-wave arrivals were also identified on the shot gathers that were modeled. From the P- and S-wave velocity models, the Poisson’s ratio distribution for the crust was calculated.
From the P-wave velocities the crustal density models were derived and constrained by the geopotential fields response. As a result, two density and two thermal lithospheric models and the topography of the lithosphere-astenosphere boundary were obtained. The P- and S-wave velocity, Poisson’s ratio and density distribution for the crust constrain the nature of the structures imaged by the IBERSEIS transect. Linking the estimated P-waves velocities with rock types results in a broad range of possible lithologies. The integration with other geophysical observables as Poisson’s ratio and density narrowed the range of possible rock types in order to get a sound interpretation of the crustal model. The P-waves velocity, Poisson’s ratio and density models feature high values at mid crustal depths, coincident with the position and shape of the Iberseis Reflective Body (IRB) imaged by IBERSEIS.
The compatible lithologies for this body are rocks of mafic composition. Modeling also shows the nonuniqueness of the IRB, since another body with the similar physical characteristics is mapped to the SWS of the IRB. Furthermore, the reflected phases that image these volumes or structures that are characterized by high velocity values, feature a coda indicating the complex nature of these areas. Lensing consisting of lamellae of different rock types featuring small changes in physical properties can account for the observed coda recorded. The size of the lenses is not big enough to be resolvable by the seismic technique. Therefore, the measured physical properties have to be considered as the average estimates of these laminated areas.
This geophysical study has also revealed an upper mantle reflector identified at far offsets in the wide-angle shot records. The modeling of this arrival indicates that it could correspond to a gradient zone consistent with the phase transition from spinel-herzolite to garnet-lherzolite, i.e., the Hales transition zone. The mafic intrusions at mid crustal levels that cross the tectonic limits, the derived nature of the rocks, the uplift of the LAB beneath the IRB, jointly with the observed surface geology, suggest a new and unique tectonic scenario involving a post collisional intraorogenic intrusion of mantle derived rocks.
Contents
Presentation of the Thesis ………………….. iii
Acknowledgements ………………….. v
List of Figures ………………….. ix
List of Tables ………………….. xi
Abbreviations ………………….. xiii
Symbols ………………….. xv
I INTRODUCTION ………………….. 1
1 General Introduction ………………….. 3
2 Background Information ………………….. 5
2.1 Geological Setting of SW-Iberia.………………….. 5
2.2 The IBERSEIS Deep Seismic Reflection Profile .. . . . . . . . 8
2.3 Proposed Variscan Evolution of the SW Iberia after IBERSEIS Vertical
Incidence Seismic Reflection Profile. . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.4 Previous Geophysical Knowledge on SW-Iberia . .. . . . . . . . . . 12
3 Introduction on the Methodologies ………………….. 15
3.1 Wide-Anglemodeling ……………………….. 15
3.2 Physicalproperties …………………………. 17
3.3 Modeling withgeopotentialfields ………………….. 19
II ARTICLES 21
4 Nature of the Lithosphere across the Variscan orogen of SW Iberia: Dense wide-angle seismic reflection data 23
5 A wide-angle upper mantle reflector in SW Iberia: Some constraints on its nature 67
6 Geophysical model of the lithosphere across the Variscan Belt of SW Iberia: Multidisciplinary assessment 97
7 Poisson’s Ratio in the SW-Iberia Variscan Belt: Constraints on the crustal composition 113
III DISCUSSION AND CONCLUSIONS 157
8 Summary and Discussion 159
8.1 Physical Properties for the Crust of SW-Iberia . . . . . . . . . . . . 159
8.2 Constraints on the Composition of the Crust of SW-Iberia . . . . . . . .162
8.2.1 TheUpperCrust . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .163
8.2.2 TheMiddleCrust ………………………166
8.2.3 TheLowerCrust ……………………….166
8.3 Complexity of theSW-IberianCrust . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..167
8.4 TheMohobeneathSW-Iberia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .170
8.5 UpperMantle. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .171
8.6 GeologicalImplications ……………………….172
9 Conclusions 175
Bibliography 177
List of Figures
2.1 Map oftheEuropeanVariscides…………………… 6
2.2 LocationoftheIBERSEIS seismicline……………….. 8
2.3 Time migrated stack image of the IBERSEIS normal incidence profile . . 9
2.4 Variscan evolution of SW-Iberia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.5 Bouguer anomaly and geoid height map for SW-Iberia . . . . . . . . . . . 13
3.1 Example of a wide-angle seismic shot gather with interpreted phases. . . 16
3.2 Raytracing example of the ray families considered by the rayinvr modeling
software.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
8.1 Crustal P-and S-wave velocity, Poisson’s ratio and density model for TransectA ……………………………..160
8.2 Crustal P-and S-wave velocity, Poisson’s ratio and density model for TransectB ……………………………..161
8.3 P-wave velocity versus Poisson’s ratio and density for Transect A and TransectB ……………………………..165
8.6 Lithospheric cross section for SW-Iberia . . . . . . . . . . . . . . . .173
List of Tables
8.1 P-wave velocities, Poisson’s Ratio and densities for different crustal rock types ………………………………..164
The geophysical study done in the SW-Iberia provided a detailed distribution of physical properties for the crust an upper mantle. The P-and S-wave velocity, Poisson’s ratio and density distribution for the crust were obtained from two wide-angle high resolution seismic surveys. Resulting models constrain the nature of the structures imaged by the IBERSEIS normal-incidence transect acquired in the same region. TheP-waves velocity, Poisson’s ratio and density models feature high values at mid crustal depths, coincident with the position and shape of the IRB.
Modeling also shows the nonuniqueness of the IRB, since another body with the similar physical characteristics is mapped to the SWS of the IRB. Linking the estimated P-waves velocities with rocks types results in a broad range of possible lithologies. The integration with other geophysical observables as Poisson’s ratio and density narrowed the range of possible rock types in order to get a sound interpretation of the crustal model. Furthermore, the reflected phases that image these volumes or structures that are characterized by high velocity values, feature a coda indicating the complex nature of these areas. Lensing consisting of lamellae of different rock types featuring small changes in physical properties can account for the observed coda recorded. The size of the lenses is not big enough to be resolvable by the seismic technique. Therefore, the measured physical properties have to be considered as the average estimates of this laminated areas. Lithologies capable to give the measured averaged values for the physical properties indicates that the IRB and similar structures mostly consist of rocks with mafic composition.
This geophysical study has revealed an upper mantle reflector identified at far offsets in the wide-angle shot records. The modeling of this arrival indicates that it can correspond to a gradient zone. This could be consistent with the phase transition from spinel-lherzolite to garnet-lherzolite, i.e., the Hales transition zone. The use of geopotential fields modeling to constrain the P-wave velocity derived densities provide the position of the lithosphere-asthenosphere boundary for SW-Iberia, as well as a model of the temperature distribution within the lithosphere. The mafic intrusions at mid crustal levels that cross the tectonic limits, the derived nature of the rocks, the uplift of the LAB beneath the IRB, jointly with the observed surface geology, suggest a new and unique tectonic scenario involving a post collisional intraorogenic intrusion of mantle derived rocks.