Geodinámica del margen continental de Galicia: Estructura profunda y morfotectónica

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Druet Vélez, María

2016-A
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Resumen

La presente Tesis Doctoral lleva por título «Geodinámica del margen continental de Galicia: Estructura profunda y morfotectónica». Este estudio se aborda a partir de la integración de un gran volumen de nuevos datos geofísicos (gravimétricos, batimétricos y sísmica de reflexión multicanal 2D y de ultra-alta resolución), procedentes de los proyectos ZEEE, ERGAP y BURATO4242. La nueva información ha aportado constricciones muy relevantes sobre el origen, la estructura profunda y la complejidad fisiográfica del margen, así como sobre la caracterización de la variación lateral de la transición océano-continente.

 

El margen continental de Galicia se clasifica como un margen de rift pobre en magma. Este tipo de márgenes tienen dos rasgos comunes, que son: 1) Los pares de márgenes conjugados son asimétricos, teniendo uno de ellos una zona más ancha de corteza extremadamente adelgazada, subrayada por un reflector sísmico subhorizontal; 2) Entre la corteza continental adelgazada y la corteza oceánica normal, hay una zona de basamento compuesto por manto serpentinizado. La estructura del margen continental gallego es extremadamente compleja, reflejando la superposición de varias etapas sucesivas de rift, y una etapa compresiva posterior que da como resultado la inversión parcial del margen. Además, la proximidad de un punto triple de dorsal produce un cambio de orientación de las estructuras principales. Este margen continental ha sido ampliamente estudiado desde la década de los ’70. Sin embargo, la mayor parte de los estudios se han centrado en la parte occidental, existiendo una importante carencia de información en los flancos norte y noroeste. Este hecho, junto con su gran complejidad estructural, ha provocado que no exista un modelo geodinámico previo que integre todos los procesos observados. Algunos aspectos, como son la transición entre el margen oeste (extensivo) y el margen norte (compresivo), y la forma en que se produce su inversión tectónica, apenas han sido abordados con anterioridad por la comunidad científica.

 

En el presente estudio, el uso combinado y la integración de los nuevos datos geofísicos, han permitido abordar dos aspectos relevantes:

· La caracterización de la geometría de la Moho y de la arquitectura del basamento y del relleno sedimentario, mediante el análisis de perfiles sísmicos de reflexión multicanal 2D, el análisis espectral de los mapas de anomalías gravimétricas de Bouguer y el modelado de perfiles gravimétricos en 2+3/4D.

· La caracterización de la morfoestructura, mediante la integración del análisis de la batimetría multihaz de alta resolución y los datos sísmicos (perfiles de reflexión multicanal 2D y perfiles de ultra-alta resolución obtenidos con sonda paramétrica TOPAS).

 

Los resultados obtenidos han aportado nuevas evidencias de conocimiento:

· Confirmación de que la estructura general de la región de bancos submarinos y de las plataformas marginales al noroeste de Galicia consiste en una serie de bloques de basamento limitados por fallas normales, generadas durante el proceso de rift mesozoico. Estas estructuras fueron invertidas heterogéneamente durante la compresión cenozoica. La cartografía estructural del margen ha permitido identificar y caracterizar cuatro familias estructurales que presentan historias de deformación complejas, reflejando los cambios en el régimen de esfuerzos a lo largo de su evolución. Las orientaciones de las principales familias estructurales son: 1) NNO-SSE a N-S, familia de fallas normales durante el rift, reactivadas en el Cenozoico como desgarres lateral-izquierdos; 2) NE-SO a NNE-SSO, familia de desgarres, fallas de transferencia y fallas normales durante el proceso de rift, reactivadas e invertidas durante la compresión cenozoica; 3) NO-SE, familia de desgarres lateral-derechos durante el proceso de rift cretácico y la compresión cenozoica; 4) ENE-OSO a E-O, parte son fallas normales durante el rift al norte de Iberia e invertidas durante la compresión cenozoica, y algunas son estructuras compresivas nuevas de origen cenozoico. La orientación preferente de las estructuras cambia al sur y al norte de los 42º 40′ N. Hacia el sur predominan las estructuras NNO-SSE a N-S, y al norte las NE-SO a NNE-SSO y las ENE-OSO a E-O. Esto se ha relacionado con la proximidad al punto triple de dorsal oceánica, y con la reactivación e inversión de estructuras previas (y creación de nuevas estructuras) durante el Cenozoico. En la transición del margen oeste al margen norte, desempeñan un papel destacado las estructuras NNE-SSO, que debieron actuar como fallas de transferencia durante el proceso de rift, permitiendo la rotación de las estructuras principales y la segmentación del margen.

· Identificación de evidencias muy relevantes de una deformación compresiva intensa durante el Cenozoico. Entre ellas, destacan: 1) La compresión y levantamiento de la corteza oceánica, 2) el engrosamiento de la corteza continental adelgazada, y 3) la desaparición de la zona de exhumación de manto litosférico en el margen noroeste.

· Caracterización de la transición océano-continente. Esta transición en el margen oeste es progresiva, con un adelgazamiento extremo de la corteza continental y una zona de exhumación de manto litosférico. Hacia el norte, esta zona de transición se estrecha hasta desaparecer al norte de los 43º N, en relación con el aumento progresivo de la inversión tectónica del margen. Esta inversión tectónica se ve favorecida por la presencia de la zona de detachment que, durante el proceso de rift, generó la exhumación del manto. En el margen noroeste y norte se ha modelado un contacto abrupto entre la corteza continental y oceánica, en forma de gran cabalgamiento, y sin una zona de exhumación de manto litosférico, que ha podido desaparecer por un proceso de underthrusting.

· El análisis de la estructura profunda y de la deformación tectónica del margen, ha permitido realizar una cartografía detallada de los diferentes dominios litosféricos (litosfera continental normal, litosfera continental adelgazada y litosfera oceánica). Sobre ella, se ha añadido la cartografía de distintos dominios de deformación relacionados con el proceso de rift (dominio de necking, dominio de hiperextensión y exhumación de manto litosférico) y del dominio de deformación compresiva intensa, superpuesto a los anteriores.

 

La integración de todos los resultados del presente trabajo ha permitido el desarrollo de un modelo conceptual sobre el inicio del proceso de inversión tectónica de un margen de rift pobre en magma. Finalmente, se ha construido un esquema de la evolución geodinámica del margen, que comprende tres estadios: A) Estadio inicial, de fin de la fase de rift y de la expansión oceánica en el golfo de Vizcaya (Santoniense); B) Estadio intermedio, de comienzo de la inversión tectónica del margen norte de Iberia (Campaniense-Paleoceno); C) Estadio final, de deformación compresiva de la corteza oceánica (Eoceno-Oligoceno).


 
Abstract

This PhD Thesis is entitled “Geodynamics of the continental margin of Galicia: Deep structure and morphotectonics”. This study is approached from the integration of a large volume of new geophysical data (gravimetric, bathymetric, 2D multichannel seismic reflection and ultra-high resolution seismic imaging), from the ZEEE, ERGAP and BURATO4242 projects. The new information has brought significant constraints on the origin, the deep structure and the physiographic complexity of the margin, as well as on the characterization of the lateral variation of the oceancontinent transition.

 

The Galicia continental margin is classified as a magma-poor rift margin. Margins of this type have two common features, namely: 1) The conjugate margin pairs are asymmetric, one of them showing a wider zone of extreme crustal thinning, as underlined by sub-horizontal seismic reflections; 2) Between the thinned continental crust and the normal oceanic crust, there is an area whose basement is composed of serpentinized mantle. The structure of the Galicia continental margin is extremely complex, since its formation involves several rifting episodes, and a later partial tectonic inversion. In addition, the vicinity of a ridge triple junction produces a change in the orientation of the main structures. This continental margin has been widely studied since the 70’s. However, most studies have focused on the western part, and there is a significant lack of information on the north and northwestern flanks. This fact, along with its great structural complexity, has resulted in the absence of a previous geodynamic model integrating all the processes observed. Some aspects, such as the transition between the western margin (extensive) and the northern margin (compressive), and the way the tectonic inversion develops, have barely been addressed previously by the scientific community.

 

In the present study, the combining and integration of the new geophysical data have made it possible to address two important aspects:

· The characterization of the Moho geometry and the architecture of the basement and sedimentary filling, through the analysis of 2D multichannel seismic reflection profiles, Bouguer anomaly spectral analysis and filtering, and 2+3/4D gravity modeling.

· The morphostructural characterization, through the integration of high-resolution multibeam bathymetry and seismic data analysis (2D multichannel seismic reflection profiles and ultrahigh resolution TOPAS profiles).

 

The results obtained have significantly enriched our knowledge:

· Confirmation that the general structure of the region of submarine banks and marginal platforms northwest of Galicia consists of a series of fault-bounded basement blocks generated during the Mesozoic rifting. These structures were heterogeneously reversed during the Cenozoic compression. Structural mapping of the margin enabled the identification and characterization of four structural families with complex deformation stories, reflecting the stress regime changes throughout their evolution. The main structural directions are: 1) NNW-SSE to N-S, acting as normal faults during the rifting west of Galicia, reactivated in the Cenozoic as left-lateral strike-slip faults; 2) NE-SW to NNE-SSW, strike-slip, transfer and normal faults during the rifting, reactivated and reversed during the Cenozoic compression; 3) NW-SE, right-lateral strike-slip faults during the Cretaceous rifting and the Cenozoic compression; 4) ENE-WSW to E-W, normal rift faults to the North of Iberia reversed during the Cenozoic compression, though some are new Cenozoic compressive structures. The main structural direction changes south and north of latitude 42º 40′ N. To the south, NNW-SSE to N-S is the main direction, while NE-SW to NNE-SSW and ENE-WSW to E-W are the main directions to the north. This has been related to the proximity to the ridge triple junction, and to the reactivation and inversion of previous structures (and creation of new ones) during the Cenozoic. In the transition from the western margin to the northern one, the NNE-SSW structures play a dominant role, as they would act as transfer faults during the rifting, allowing the rotation of the main structures and margin segmentation.

· Identification of major evidence of intense compressive deformation during the Cenozoic. Noteworthy here would be the: 1) Compression and elevation of the oceanic crust; 2) thickening of the continental crust, previously thinned during the rifting; and 3) disappearance of the exhumed lithospheric mantle area on the northwest margin.

· Characterization of the ocean-continent transition. This transition is progressive in the western margin, with extreme continental crustal thinning and an area of lithospheric mantle exhumation. Northwards, the tectonic inversion of the margin increases gradually and this transition zone narrows, disappearing north of 43° N. Margin inversion is favored by the presence of the detachment which, during rifting, lead to mantle exhumation. On the northwest and northern margin, an abrupt contact between continental and oceanic crusts has been modeled as a large thrust fault without any area of lithospheric mantle exhumation, which may have disappeared due to underthrusting.

· The analysis of the deep structure and tectonic deformation of the margin has made it possible to undertake a detailed mapping of the different lithospheric domains (normal continental lithosphere, thinned continental lithosphere and oceanic lithosphere). Above it have been added maps of diverse deformation domains related to the rifting process (necking domain, hyperextension and lithospheric mantle exhumation domain) and of the intense compressive deformation domain, overlapping the earlier ones.

 

The integration of all these results from the present study has produced a conceptual model for the initiation of the tectonic inversion of a magma-poor rift margin. Finally, a framework for the geodynamic evolution of the Galicia margin has been constructed, comprising three stages: A) an Early stage comprising the end of rifting and oceanic drift in the Bay of Biscay (Santonian); B) an Intermediate stage with the beginning of tectonic inversion in the north Iberia margin (Campanian-Paleocene); C) a Final stage of compressive deformation of the oceanic crust (Eocene-Oligocene).


 
Índice

Resumen 1

 

Abstract 3

 

 

1. Interés y objetivos de la investigación 5

 

1.1. Estructura de la Memoria de Tesis 6

 

 

2. Contexto geológico y antecedentes 9

 

2.1. Los márgenes continentales de rift pobre en magma 9

2.1.1. Tipos de márgenes continentales 9

2.1.2. Modelos de extensión litosférica 12

2.1.3. La zona de transición entre corteza continental y corteza oceánica y el límite continente-océano 15

2.1.4. El reflector S y otros reflectores inclinados en márgenes de rift pobre en magma 17

2.1.5. La evolución del proceso de rift a la deriva continental 19

 

2.2. Margen occidental de Iberia. Margen de Galicia 20

2.2.1. Situación geográfica 22

2.2.2. Evolución geodinámica 22

2.2.2.1. Evolución geodinámica de la Península Ibérica durante el Mesozoico y el Cenozoico 22

2.2.2.2. Evolución geodinámica del margen noroeste de la Península Ibérica durante el Mesozoico y el Cenozoico 25

2.2.3. Estructura y evolución estructural del margen oeste de Galicia 28

2.2.3.1. Evolución estructural durante el Mesozoico 29

2.2.3.2. Evolución estructural durante el Cenozoico 31

2.2.4. Macizo Ibérico 32

2.2.5. Principales dominios fisiográficos del margen continental 34

2.2.5.1. Plataforma continental, cuenca Interior de Galicia y cuenca de Oporto 34

2.2.5.2. Región de bancos submarinos 36

2.2.5.3. Llanura abisal y zona de transición entre corteza continental y corteza oceánica 37

2.2.6. Sismicidad y neotectónica 40

2.2.7. Campo de esfuerzos actual 42

 

2.3. Estudios geofísicos previos 42

2.3.1. Gravimetría 45

2.3.2. Geomagnetismo 47

2.3.3. Sísmica de refracción 48

2.3.4. Sísmica de reflexión 49

2.3.4.1. Sismoestratigrafía 49

2.3.4.2. Geometría del techo del basamento 58

2.3.5. Batimetría multihaz 58

 

 

3. Metodología y técnicas 65

 

3.1. Metodología 65

 

3.2. Técnicas experimentales 68

3.2.1. Sistemas de navegación y posicionamiento 68

3.2.2. Batimetría Multihaz 69

3.2.2.1. Fundamentos 69

3.2.2.2. Instrumentación 69

3.2.3. Gravimetría 71

3.2.3.1. Fundamentos 71

3.2.3.2. Instrumentación 74

3.2.4. Batimetría y Gravimetría derivadas de altimetría satelital 74

3.2.5. Sísmica de reflexión 75

3.2.5.1. Fundamentos 76

3.2.5.2. Métodos de adquisición empleados 77

 

 

4. Desarrollo experimental 79

 

4.1. Navegación y Posicionamiento 79

 

4.2. Batimetría 79

4.2.1. Tipos de datos batimétricos y topográficos empleados 79

4.2.2. Batimetría multihaz 79

4.2.2.1. Calibración de las ecosondas multihaz 80

4.2.2.2. Adquisición de la información batimétrica multihaz 81

4.2.2.3. Procesado de los datos batimétricos 82

4.2.3. Batimetría derivada de altimetría satelital 82

 

4.3. Gravimetría 85

4.3.1. Tipos de datos gravimétricos empleados 85

4.3.2. Datos gravimétricos de las campañas de barco 86

4.3.2.1. Enlace con las redes terrestres 86

4.3.2.2. Corrección de cruces y estimación de la precisión del levantamiento gravimétrico 88

4.3.2.3. Adquisición y procesado de los datos gravimétricos 89

4.3.3. Datos gravimétricos de tierra 90

4.3.4. Datos gravimétricos derivados de altimetría satelital 92

4.3.5. Análisis de la coherencia entre los datos gravimétricos de barco y los derivados de altimetría satelital 92

4.3.6. Análisis espectral de la malla de anomalía de Bouguer 96

4.3.7. Aplicación del método de Deconvolución de Euler 96

4.3.8. Modelado gravimétrico en 2+3/4D 98

 

4.4. Sísmica 99

4.4.1. Sísmica de reflexión multicanal 101

4.4.1.1. Procesado de los datos sísmicos de reflexión multicanal 101

4.4.2. Sísmica de alta resolución TOPAS 104

 

 

5. Resultados e interpretación 105

 

5.1. Estructura profunda 105

5.1.1. Análisis de perfiles sísmicos de reflexión multicanal 105

5.1.2. Análisis de mapas gravimétricos 115

5.1.2.1. Mapa de anomalía gravimétrica de Aire Libre 115

5.1.2.2. Mapa de anomalía gravimétrica de Bouguer 117

5.1.2.3. Mapas de anomalía gravimétrica de Bouguer filtrada 123

5.1.3. Aplicación del método de deconvolución de Euler 133

5.1.4. Modelos gravimétricos en 2+3/4D 136

 

5.2. Estructura superficial 150

5.2.1. Análisis espacial de la información batimétrica 150

5.2.2. Mapa geomorfológico 155

5.2.2.1. Plataforma continental 155

5.2.2.2. Talud continental 158

5.2.2.3. Llanuras abisales 169

5.2.3. Mapa morfotectónico 172

 

 

6. Discusión 175

 

6.1. Utilidad de la metodología empleada 175

6.1.1. Aplicación de filtros a la malla de anomalía de Bouguer 175

6.1.2. Análisis de los mapas gravimétricos de longitud de onda larga (l > 150 km) 177

6.1.3. Análisis de los mapas gravimétricos de longitud de onda media (150 km

> l > 33 km) y corta (33 km > l > 8 km) 177

6.1.4. Aplicación del método de deconvolución de Euler 180

6.1.5. Construcción de modelos gravimétricos 180

6.1.5.1. Análisis de la estructura general 180

6.1.5.2. Análisis de la naturaleza del basamento sísmico 182

 

6.2. Origen de la complejidad fisiográfica del margen 182

6.2.1. Cartografía estructural del margen continental de Galicia 182

6.2.1.1. Análisis de la fracturación 182

6.2.2. La elevación relativa de la región de bancos submarinos y de las plataformas marginales al noroeste de Galicia 186

6.2.3. Transición del margen oeste al margen norte de Galicia 187

6.2.4. La tectónica compresiva cenozoica 188

6.2.5. Control estructural de la fábrica tectónica previa 190

 

6.3. La transición entre el dominio continental y el oceánico 193

6.3.1. La transición en el margen oeste 193

6.3.2. La transición en el margen noroeste y norte 194

6.3.3. Los límites entre dominios litosféricos 194

6.3.4. Cartografía de los diferentes dominios litosféricos 195

6.3.5. Cartografía de los dominios de deformación 197

 

6.4. Modelo conceptual del inicio de la inversión tectónica 199

 

6.5. Evolución geodinámica del margen continental de Galicia 201

 

 

7. Conclusiones 207

 

 

8. Bibliografía 211

 

 
Conclusiones

En esta memoria se ha presentado un estudio de la geodinámica del margen continental de Galicia. La región de trabajo supone la transición entre el margen continental de rift pobre en magma del oeste de Iberia, y el margen norte de Iberia, que tiene un origen similar durante el Mioceno pero que ha sufrido un posterior proceso de inversión tectónica. Para poder proponer un esquema final de la evolución geodinámica del margen continental gallego, en este trabajo se han abordado dos aproximaciones diferentes. Estas son, por un lado, un análisis de la estructura profunda, basado en la utilización de datos gravimétricos y sísmicos y, por otro, un análisis de la estructura superficial, realizado a partir de datos batimétricos de detalle y apoyado igualmente en datos sísmicos. A continuación, se recogen las principales aportaciones de esta Tesis Doctoral.
 
 
Conclusiones sobre la metodología empleada:
 
1. Se ha mostrado cómo la integración de datos geológicos y geofísicos de diversa índole (sísmicos, gravimétricos, batimétricos) es una potente metodología para el estudio integral de la geodinámica de una región oceánica como la escogida en este trabajo. Esto ha permitido caracterizar tanto la estructura profunda y regional, como la estructura superficial y de detalle. El resultado es un mejor conocimiento sobre el origen geodinámico de la morfología y estructura que se observa actualmente en el margen continental de Galicia. 
 
2. La separación de las anomalías gravimétricas en diferentes grupos, atendiendo al análisis espectral de la malla de anomalía de Bouguer, ha permitido: 
· La identificación de las anomalías de Bouguer de longitud de onda larga ( l > 150 km) que se relacionan con variaciones en la profundidad de la Moho. El modelado gravimétrico en 2+3/4D ha hecho posible además realizar una cartografía local de la geometría de dicha discontinuidad.
· La identificación de las anomalías relacionadas con cambios laterales de densidad a escala cortical, o relacionadas con estructuras de primer orden. En este sentido, destacan los siguientes grupos de anomalías: 
– Anomalías positivas generadas por la presencia de una zona de hiperextensión y exhumación de manto litosférico.
– Anomalías generadas por cambios laterales de densidad relacionadas con el frente compresivo en el margen noroeste y norte de Galicia.
– Anomalías positivas relacionadas con el mayor adelgazamiento relativo de la corteza en la cuenca Interior de Galicia.
– Anomalías negativas generadas por los depocentros sedimentarios de las plataformas marginales al noroeste de Galicia y de la cuenca de Oporto.
– Anomalías negativas relacionadas por depocentros sedimentarios como los generados por la deformación compresiva del basamento ígneo oceánico al pie del frente compresivo (pequeñas cuencas de tipo foredeep).
 
 
Conclusiones sobre la complejidad fisiográfica del margen continental:
 
1. Se ha realizado una cartografía estructural detallada que incluye tanto estructuras identificadas a partir de criterios geológicos y morfológicos, como estructuras reconocidas a partir de criterios exclusivamente geológicos y geofísicos (sin un reflejo morfológico aparente). En el mapa tectónico resultante, se han identificado las siguientes familias estructurales: 
· NNO-SSE a N-S. Fundamentalmente, fallas normales generadas durante el proceso de rift mesozoico al oeste de Galicia. Estas fallas han sido reactivadas como fallas direccionales con sentido de movimiento lateral-izquierdo durante la compresión cenozoica.
· NE-SO a NNE-SSO. Fallas generadas probablemente durante las últimas etapas del orógeno hercínico o durante el comienzo del ciclo alpino. Estas fallas funcionaron como sistemas de transferencia en los márgenes oeste y norte, con una componente oblicua, y como fallas normales en el noroeste de Galicia y de la región de bancos submarinos. Durante la compresión cenozoica, estas estructuras se reactivaron como desgarres.
· NO-SE. Fallas de generadas durante las últimas etapas del orógeno hercínico o durante el comienzo del ciclo alpino, reactivadas como sistemas de transferencia lateral-derechos durante la extensión del rift y durante la compresión cenozoica.
· ENE-OSO a E-O. Dentro de este grupo, algunas de ellas son fallas de probable herencia hercínica o de los primeros episodios alpinos, que han sido reactivadas como fallas normales durante la apertura del golfo de Vizcaya (margen norte) y posteriormente invertidas durante la compresión cenozoica. Otras son fallas de nueva formación, generadas durante la compresión cenozoica y que se desarrollan claramente sobre corteza oceánica de edad cretácica.
 
Se ha observado un cambio en las direcciones predominantes en los sistemas de fallas al sur y al norte de la latitud 42º 40′ N. Al sur de esta latitud predominan las estructuras con dirección NNO-SSE a N-S, y de forma secundaria las NE-SO y NO-SE. Al norte de dicha latitud, el esquema estructural se vuelve más complejo, siendo la familia principal la de dirección NE-SO a NNE-SSO, y con las de dirección ENE a E-O y NO-SE como secundarias. El aumento de la complejidad estructural a norte de los 42º 40′ N se debe fundamentalmente a dos factores:
· La proximidad del punto triple de la dorsal oceánica que generó la apertura simultánea del Océano Atlántico y el golfo de Vizcaya.
· La reactivación e inversión de estructuras previas y la creación de estructuras nuevas de carácter compresivo bajo el régimen de esfuerzos del Cenozoico. 
 
2. Se ha explicado la elevación relativa de la región de bancos submarinos y de las plataformas marginales al noroeste de Galicia como debida a dos efectos diferentes: 
· La estructura inicial de horst y graben generada durante el episodio de rift mesozoico. Se ha identificado un eje de rift inicial localizado en la cuenca Interior de Galicia, que quedó abortado por la migración de la deformación hacia la zona distal del margen, donde la extensión progresó hasta la acreción oceánica.
· La reactivación e inversión de la estructura previa durante la compresión cenozoica, y generación de nuevas estructuras de cabalgamiento con importantes saltos verticales. Se ha calculado una profundización de la Moho continental, debida a la inversión tectónica, de al menos 2 km en la región de bancos submarinos, y de hasta 5 km en la zona de las plataformas marginales.
 
3. Entre los efectos principales del régimen compresivo del Cenozoico, se han identificado: 
· Estructuras compresivas de plegamiento y fracturación, y elevación de la corteza oceánica.
· Engrosamiento de la corteza continental adelgazada durante el proceso de rift por inversión tectónica de estructuras normales previas.
· Desaparición aparente de la zona de exhumación de manto litosférico (asociada a la formación de margen de rift pobre en magma) al noroeste y norte de Galicia.
 
Como evidencias menores de la actividad tectónica cenozoica, en la región de corteza continental se han observado pliegues, flexuras y furrows estructurales. Estos últimos se han asociado a la reactivación de bloques de basamento fallados y basculados durante el rift mesozoico. En la región de corteza oceánica, se han identificado pliegues corticales de longitud de onda media, acordes con una deformación compresiva a escala litosférica.
 
4. Se ha constatado el elevado control estructural que ejerce la fábrica tectónica previa en el margen continental. De este modo, las estructuras principales del rift a lo largo de todo el margen gallego aprovechan direcciones estructurales previas, probablemente generadas durante las etapas finales del orógeno varisco, o durante las primeras etapas del ciclo alpino. A su vez, la fábrica tectónica heredada del rift mesozoico es un factor determinante en la inversión del margen norte de Iberia y al noroeste de Galicia y en la creación de nuevas estructuras compresivas en la corteza oceánica.
 
 
Conclusiones sobre la transición entre el dominio continental y el dominio oceánico:
 
1. El paso del dominio continental al oceánico en el margen oeste de Galicia, desde el extremo sur de la zona de trabajo hasta la latitud 42º 20′ N, se realiza de forma muy progresiva. Se han cartografiado las zonas de necking de la corteza continental, y de hiperextensión y exhumación de manto litosférico. La zona de hiperextensión y exhumación del manto litosférico se estrecha hacia el norte desde aproximadamente 45 km de anchura en la latitud 42º N, acuñándose hasta desaparecer al norte de los 43º N. También se observa una elevación progresiva de sur a norte del techo del basamento en esta franja, cuantificada en hasta 3 km. La cresta de manto serpentinizado se prolonga un poco más, hasta los 43º 20′ N, desapareciendo con el giro de las principales estructuras tectónicas al norte de la región de bancos submarinos. De sur a norte, la cresta de manto serpentinizado presenta variaciones en su morfología, pasando de ser simétrica en el sur a presentar la pendiente distal más escarpada hacia el norte, donde su límite con la corteza oceánica se produce mediante cabalgamientos.
 
2. La transición entre el dominio continental y el oceánico en el margen noroeste y norte de Galicia se produce de forma abrupta. No se ha localizado una zona de hiperextensión y exhumación de manto litosférico, que ha debido ser consumida durante la deformación compresiva cenozoica. La transición entre la corteza continental y la oceánica se ha modelado como un gran cabalgamiento de corteza continental sobre corteza oceánica. 
 
3. Se han descrito y cartografiado diferentes dominios litosféricos y de deformación en el área de estudio. Entre los dominios litosféricos se han diferenciado: 
· Litosfera continental normal. En esta zona el basamento es de tipo continental, con la Moho a una profundidad mínima de 28 km. Los valores de anomalía de Bouguer son típicamente inferiores a 90 mGal. Se encuentra poco afectada por la tectónica extensiva mesozoica y por la compresión cenozoica. 
· Litosfera continental adelgazada. En este caso, el basamento es de tipo continental o, en la parte distal, está constituido por manto litosférico serpentinizado. Los valores de anomalía de Bouguer varían entre 90 mGal y 350 mGal. Este dominio se encuentra afectado por diferentes procesos de deformación durante la extensión mesozoica y la compresión cenozoica.
· Litosfera oceánica. El basamento de este dominio es de tipo oceánico. Los valores de anomalía de Bouguer generalmente son superiores a 300 mGal, con algunos mínimos relativos relacionados con la presencia de depocentros sedimentarios.
 
Sobre estos dominios litosféricos se han identificado los siguientes procesos de deformación, además de la deformación extensiva, ya implícita en la diferenciación de los dominios anteriores:
· Dominio de necking. En esta región, el techo del basamento y el techo del manto tienden a converger mar adentro. La deformación de la corteza se produce de forma desacoplada entre la corteza superior e inferior. El límite distal de este dominio se identifica en el punto donde comienza a haber un acoplamiento de la deformación, con la Moho a menos de 10 km de profundidad. Hacia el margen norte, la superposición de la deformación compresiva dificulta la identificación del límite distal. En este trabajo se ha asumido, al carecer de información adicional, que hacia el margen norte este dominio ocupa el talud continental hasta el comienzo del dominio oceánico. Se ha considerado como parte de este dominio de necking la región de la cuenca Interior de Galicia.
· Dominio de hiperextensión y exhumación de manto litosférico. En este caso, la deformación de la corteza se produce de forma acoplada en la corteza superior e inferior y es de tipo frágil. Las estructuras extensivas penetran hasta el manto litosférico permitiendo su exhumación y alteración hidrotermal. En el extremo distal de este dominio se suele identificar de manera característica una cresta de manto serpentinizado.
· Dominio de deformación compresiva intensa. Este dominio comprende las regiones en las que se han cartografiado estructuras compresivas de primer orden y evidencias de un proceso de inversión tectónica de gran magnitud. Se localiza en el margen norte y noroeste de Galicia, continuando por el norte de la región de bancos submarinos hasta el oeste del banco de Galicia. 
 
 
Modelo conceptual de inversión tectónica de un margen de rift pobre en magma
 
Las observaciones realizadas en el margen continental de Galicia han permitido plantear un modelo conceptual simplificado sobre el inicio de la inversión tectónica de un margen de rift pobre en magma. Este modelo tiene las siguientes características principales:
– La zona de hiperextensión y exhumación de manto litosférico es la que acomoda la mayor parte de la deformación compresiva. La deformación se ve favorecida por la reactivación del nivel de detachment generado previamente entre la base de la corteza continental y el manto litosférico.
– La existencia de la cresta distal de mando serpentinizado favorece la generación de una nueva estructura de cabalgamiento con el progreso de la deformación, y una vez consumida la zona de manto serpentinizado.
– La corteza oceánica más proximal es anormalmente delgada y puede presentar adosado en la base un cuerpo de manto serpentinizado, prolongación del de la zona de exhumación. Esta corteza oceánica delgada es también más débil y, con el progreso de la deformación, se ve afectada también por nuevas estructuras de cabalgamiento.
 
La ausencia de la cresta distal de manto serpentinizado al norte de la región de bancos submarinos y en el margen noroeste de Galicia se plantea que puede estar debida a varias razones: 
– Que haya desaparecido durante la deformación compresiva por un proceso de underthrusting.
– Que originalmente no se hubiese desarrollado una cresta distal de manto serpentinizado en este sector del margen.
– Que haya un cuerpo de manto serpentinizado, emplazado a modo de duplexes compresivos en niveles corticales durante la compresión, pero que no se haya detectado por la insuficiente resolución/penetración de los datos geofísícos existentes. 
 
 
Modelo de evolución geodinámica del margen continental de Galicia
 
Finalmente, se ha planteado un modelo de evolución geodinámica del margen continental de Galicia, desde la finalización de la fase de rift y expansión oceánica, hasta el final de la compresión cenozoica en el margen. Este modelo comprende tres estadios, que son:
– Estadio inicial: Fin de la fase de rift y de la expansión oceánica en el golfo de Vizcaya (Santoniense). Se observa la presencia de todas las zonas típicamente descritas en los margenes de rift pobre en magma, continuas a lo largo del margen oeste y norte de Iberia, y en el margen conjugado al otro lado del golfo de Vizcaya. En el margen de Galicia, la deformación se acomoda por medio de varias estructuras de dirección NNE-SSO que actúan como sistemas de transferencia con sentido lateral-derecho. 
– Estadio intermedio: Comienzo de la inversión tectónica del margen norte de Iberia (Campaniense-Paleoceno). La deformación compresiva se nuclea en la zona donde hay un basamento compuesto por manto serpentinizado (zona de hiperextensión y exhumación de manto), que se va consumiendo en un proceso de underthrusting, favorecido por la existencia de la estructura de detachment litosférico generada durante el proceso de rift previo.
– Estadio final: Deformación compresiva de la corteza oceánica (Eoceno-Oligoceno). Durante esta fase se producen las últimas grandes estructuras compresivas en el margen noroeste de Iberia, que son los cabalgamientos de basamento oceánico al pie del talud continental, y la formación de pequeñas cuencas de tipo foredeep asociadas a éstos.