GEOLOGICA CARPATHICA

, APRIL 2017, 68, 2, 165 – 174

doi: 10.1515/geoca-2017-0013

www.geologicacarpathica.com

Mapping of tecto-lineaments and their influence on 

sedimentological processes in a GIS environment:  

a case study of the Iberian trough, Spain

ANTONIO HERRERO­HERNÁNDEZ

1

, FRANCISCO JAVIER LÓPEZ­MORO

2

, MARÍA ELENA 

VALLE­FEIJÓO

3

, FERNANDO GÓMEZ­FERNÁNDEZ

1,3

 and JOSÉ RAMÓN RODRÍGUEZ­PÉREZ

3

1

Research Group of Geological Engineering and Materials (INGEOMAT), Department of Mining Technology, Topography and Structures, 

Faculty of Mining Engineering, University of Leon, Campus of Vegazana, s/n, 24071 León, Spain; aherh@unileon.es 

2

Department of Geology, Faculty of Science, University of Salamanca, C/ Plaza de Los Caídos s/n, 37008 Salamanca, Spain; fjlopez@usal.es 

3

Department of Mining Technology, Topography and Structures, Faculty of Mining Engineering, University of Leon, Campus of Vegazana, s/n, 

24071 León, Spain; miryam.valle@unileon.es, f.gomez@unileon.es, jr.rodriguez@unileon.es

(Manuscript received January 7, 2016; accepted in revised form November 30, 2016)

Abstract:  The  subsurface  sedimentary  succession  of  the  Iberian  Trough,  Spain  was  examined  using  geophysical 

 t echniques (analogue seismic profiles) and inverse distance weighted (IDW) interpolation algorithm implemented in 

a gvGIS open source software. The results showed that the Late Cretaceous succession is divided into two depositional 

sequences: DS­1 (Late Albian–Middle Turonian) and DS­2 (Late Turonian–Campanian). From the analogical seismic 

sections, digital data and quantitative isopach maps for DS­1 and DS­2 were obtained. The new isopach maps obtained 

for the DS­1 sequence showed that the deeper sectors of the basin were located to the northeast and the proximal ones to 

the southwest. The palaeoshoreline was inferred to be situated in the N 150 direction. Across and parallel to this direction 

several blocks were delimited by faults, with a direction between 30 N and N 65. The thickness of the sediments in these 

blocks varied in direction NW–SE, with subsidence and depocentres in hangingwall and uplift in the footwall. These 

variations may have been related to active synsedimentary faults (e.g., Boñar and Yugueros Faults). In the DS­2 sequence, 

a lineament separated the smaller thicknesses to the southwest from the larger thicknesses (up to 1400 m) to the northeast. 

This lineament had an N170 orientation and it indicated the position of the palaeoshoreline. In the isopach map for DS­2 

there  were  two  groups  of  lineaments. The  first  showed  a  block  structure  that  was  limited  by  N100–120,  they  were 

 foundering toward the S and had large thicknesses (depocentres), and rose towards the N, where there were smaller 

 thicknesses. The second group of lineaments had a N 50–65 direction and, in this case, they had a similar interpretation 

as the one in DS­1. The maps obtained are of great help for geologists and permit better understanding of the geological 

setting and stratigraphic succession of the Late Cretaceous of the Iberian Trough.  

Keywords: Iberian Trough, Late Cretaceous, seismic, Isopach maps, GIS, IDW.

Introduction

The understanding of the depositional context and reconstruc­

tion of sedimentary basins has become a major topic in earth 

sciences and is now a necessary step for modelling the data in 

subsoil.  In  the  study  area,  the  surface  data  were  generally 

 scattered, and it was necessary to collect the data from the sub­

soil. Geophysical methods, mainly seismic and well­ logging 

are  routinely  used  in  studies  of  subsurface  analysis  (see 

 Galloway 1989; Herrero­Hernández et al. 2004; Catuneanu et 

al.  2009,  2011).  Less  frequently,  a  combination  of  these 

 methods  of  subsoil  analysis  along  with  GIS  (Geographical 

Information System) techniques and geostatistical techniques 

are  employed  (see  Cheng­Shin  et  al.  2013;  Jurecka  et  al. 

2016). However, they are usually applied in the cartographic 

mapping of the earth’s surface and they provide this data in 

a relatively quick and non­expensive manner. 

In  the  literature  for  geosciences  there  is  an  abundance  of 

works that apply digital elevation models (DEM) and remote 

sensing images in order to obtain data about the geological and 

morphotectonic  structure  (see  Chorowicz  et  al.  1998,  1999; 

Collet et al. 2000; Elmahdy & Mohamed 2016a). DEMs are 

used (i) to calculate the dip and strike of the strata (Chorowicz 

et  al.  1991),  (ii)  to  define  the  geometry  of  the  fault  plane 

(Koike et al. 1998; Jordan et al. 2005), (iii) to define morpho­

tectonic parameters, such as the slope of the terrain, curvature 

of  the  profile,  etc.,  (Burbank  &  Anderson  2001;  Keller  & 

Pinter 2002; Nappi et al. 2009; Elmahdy et al. 2012). The rela­

tionship between the morphology of the terrain and the tec­

tonic  deformation  with  geophysical  data  (seismic)  has  been 

analysed in some works by using GIS techniques (e.g., Jordan 

et al. 2005; Nappi et al. 2009).

The classical approach to the integration of digital methods 

with geomorphology and tectonics includes the identification 

of linear faults, definition of patterns of the drainage network, 

identification of linear valley crests and linear slope breaks, 

among other morphological expressions. Interpolation methods 

are widely used for groundwater contour maps, but can also be 

used to attribute 2D information, and to create representations 

such as maps that show the concentration of contaminants.

166

HERRERO-HERNÁNDEZ, LÓPEZ-MORO, VALLE-FEIJÓO, GÓMEZ-FERNÁNDEZ and RODRÍGUEZ-PÉREZ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

However,  the  application  of  using  geostatistics  and  GIS 

technologies  in  order  to  study  the  geology  of  the  subsoil  is 

relatively novel, and its development is still incipient in many 

fields. The application of GIS technologies for the analysis of 

the  potential  for  hydrocarbons  is  usually  done  with  a  large 

dataset, and map layers such as aerial photos or satellite imagery 

(raster  data)  and  hydrology,  elevation  contours,  and  topo­

graphic  landmarks  (vector  data)  (e.g.,  Jordan  et  al.  2005; 

Nappi et al. 2009). 

In this paper, the powerful tools of a GIS for the analysis of 

the  spatial  and  temporal  (3D­4D)  variation,  which  are  fre­

quently used in the exploitation of hydrocarbons, were used to 

keep track of the spatial and temporal variations of the isopach 

maps of the lithoseismic units. This was a difficult task for the 

study area that was used in this research. First, the Mesozoic 

sediments, which were the object of this work appeared on the 

surface  in  a  narrow  band  below  5  km  and  were  around 

60–80 km long, and had an East­West orientation and were 

located on the north side of the study area. Second, the geolo­

gical maps in the region (see Gómez­Fernández et al. 2003) 

allowed  for  the  identification  of  tectono­structural  patterns 

that had an apparent continuity in the basement. Third, the ini­

tial data were printed in seismic sections on paper, so digital 

data was not obtained. Therefore the data could not be used for 

other  basic  methods  such  as  the  analysis  of  the  subsoil  to 

model  reservoirs,  e.g.,  inverse  geostatistical  methods  (e.g., 

 Grijalba­Cuenca et al. 2000), which uses the variability in any 

petrophysical parameter such as porosity, permeability, etc. 

The main objective of this study is to map tecto­lineaments 

cross­cutting the late Cretaceous Iberian Trough and investi­

gate their influence on the sedimentological process. 

Study area

The area under investigation is located in the province of 

Leon,  Spain.  It  stretches  between  latitude  4760000(N)  and 

4680000(S), and longitude 260.000(W) and 390.000(E) (coor­

dinates  ETRS89/UTMzone30N).  In  the  Iberian  Peninsula, 

from  the  Jurassic  to  Late  Cretaceous  period,  an  extensional 

sedimentary  basin  (Iberian  Trough)  was  created.  The  study 

area  is  located  in  the  western  margin  of  a  Mesozoic  exten­

sional  sedimentary  basin  (Iberian  Trough),  namely  in  the 

so­called Leonese Area. The crystalline basement consists of 

Palaeozoic units and belongs to the Variscan Domains of the 

Cantabrian Mountains (Cantabrian Zone and West­ Asturian­

Leonese Zone) (Fig. 1).

According to the litho­stratigraphic successions (Fig. 2), the 

sediment thickness is between 150 and 650 m and transgres­

sion and regression stages are inferred by changes of fluvial to 

tidal flat and shallow marine deposits. 

Several previous studies (e.g., Gómez de Llarena 1934; Ciry 

1939;  Evers  1967;  van  Ameron  1965;  Jonker  1972; 

Gómez­Fernández et al. 2003; Herrero­Hernández et al. 2010, 

2013)  have  been  applied  to  describe  the  Late  Cretaceous 

 successions  in  the  study  area.  The  general  stratigraphic 

organization is composed of two lithostratigraphic units: the 

Voznuevo Member and the Boñar Formation (Fig. 1). Between 

these units, a lateral shift of lithology from detrital­carbonate 

materials  (east)  to  exclusively  detrital  materials  (west)  took 

place. 

The Voznuevo Member essentially consists of white, red­

dish and yellow ferruginous sandstones. Its thickness ranges 

from 350 m in the west to 150 m in the middle part of the study 

area.  The  Voznuevo  Member  is  mainly  characterized  by 

deposits  derived  from  different  fluvial  systems  that  drained 

this part of the Iberian Massif. 

The Boñar Formation is mainly formed of carbonate rocks 

(limestones and dolomites) intercalated with shales and marl­

stones with thickness of approximately 300 m. This succes­

sion  indicates  that  the  formation  was  deposited  in 

terrigenous­carbonated mixed platforms with shallow subtidal 

and intertidal areas on open shelf depositional environments 

(Gómez  Fernández  et  al.  2003;  Herrero­Hernández  & 

Gómez­Fernández  2012;  Suárez­González  et  al.  2016).  The 

palaeogeography of the study area has not been investigated in 

details due to the limitations of outcrops. Thus, it is important 

to include subsoil analysis in order to draw an image of the 

palaeogeography  and  palaeotectonics  of  the  sedimentary 

basin.

Limited numbers of studies (e.g., Herrero­Hernandez et al. 

2004, 2010, 2013) have been done using subsoil analysis to 

build a regional stratigraphic succession in terms of four seis­

mic units: Palaeozoic Seismic Unit, Mesozoic Seismic Unit, 

Palaeogene Seismic Unit  and  Neogene  Seismic Unit. These 

units correspond to higher­order sequences in the hierarchy of 

stratigraphic sequences. 

Other studies (e.g., Herrero­Hernández & Gómez­Fernández 

2012)  conducted  using  seismic  analysis  coupled  with  sedi­

mentological  data  allowed  us  to  assign  two  low­frequency 

 signals (2

nd

 and 3

rd

 order) to two depositional sequences in the 

Mesozoic Seismic Unit: DS­1 and DS­2 (Fig. 3). The strati­

graphic  cyclicity  is  based  on  systems  tracts  and  exhibits 

remarkable eustatic control (Fig. 3).  

Data and methods

A GIS system was implemented and was used to process 

and generate original informational layers, namely digital iso­

pach maps and maps of new sedimentary and structural linea­

ments that were obtained from the analysis and interpretation 

of raster images. These lineaments are linear features created 

by tectonic activity that reflects linear geological structures, 

frequently long in length, like faults, joints, aligned ridges, etc. 

It  is  noteworthy  that  during  the  processing  the  geophysical 

data were incorporated into the GIS environment.

Two  types  of  complementary  techniques  were  also 

employed. First, subsurface techniques were used to obtain the 

database by seismic reflection for the DS­1 and DS­2 deposi­

tional  sequences.  Seventeen  2D  seismic  reflection  (Fig.  1) 

analogue profiles with a total length of around 800 km were 

167

GIS MAPPING OF TECTO-LINEAMENTS IN THE IBERIAN TROUGH, SPAIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

Fig. 1. Regional and geological maps of the study area.

168

HERRERO-HERNÁNDEZ, LÓPEZ-MORO, VALLE-FEIJÓO, GÓMEZ-FERNÁNDEZ and RODRÍGUEZ-PÉREZ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

used.  These  seismic  sections  covered  an  area  of  about 

6000  m

2

. The multi­channel seismic data were acquired with 

vibroseis 3 (WESTERN RICERCHE) and 4 (HISPANOIL). 

The receiving array consisted of 36 geophones per group, the 

centre of each group was spaced either 60 or 40 m apart. The 

duration of the recordings (trace length) was either 15 or 5 s, 

with a sampling rate of 2 ms. The coverage was 2400 % of the 

depositional sequences.

Seismic data interpretation starts with the identification of 

the different horizons in the seismic sections. This method was 

performed for all the seismic sections, where coordinates were 

manually  taken  for  each  set  of  points. As  a  first  step,  it  is 

important to convert the seismic travel­ time data to depth and 

stack velocity intervals to be taken into account. This coverage 

allowed  contour  maps  (two  way  travel  time,  iso­velocity, 

 isobaths  and  isopachs)  of  the  depositional  sequences  to  be 

produced. 

Second,  a  GIS  analysis  (e.g.,  gvSIG  open  source,   

http://www.gvsig.org/web/),  was  performed  by  integrating 

and overlaying several layers. First, a layer with the location 

of the shot points and wells was implemented. These points 

were not spread evenly throughout the region, but they were 

arranged randomly. A sufficiently extensive network of sam­

pling points were set up in order to be able to interpolate and 

model the spatial pattern of the isopachs of the depositional 

sequences, and thus generate information for areas that lacked 

data. In particular, 271 points were used for each of the depo­

sitional sequences. 

Isopach maps and faults maps for DS­1 (Late Albian­ Middle 

Turonian) and DS­2 (Late Turonian­Campanian) were obtained. 

The overall objective was to describe and evaluate the changes 

in  the  isopachs  and  faults  during  the  DS­1  and  DS­2  using 

interpolation techniques. The latter was digitized and super­

imposed on the former in order to correctly display the geo­

logical structure. 

Spatial prediction methods that enable data to be predicted 

for areas in which no data exist are called interpolation methods. 

There is a wide variety of classic interpolation methods that 

can be applied to the mapping of continuous surfaces, such as 

Radial  Basis  Functions,  polygons  from  Voronoi­Thiessen, 

inverse distance weighting (IDW), and different types of kri­

ging. Also, new interpolation methods that use lines as basic 

data have been proposed for geosciences (Gossel et al. 2012).

The  reliability  of  the  contour  maps  is  directly  dependent 

upon the total density of control points, as well as the unifor­

mity of their distribution. A goodness of fit, specifically the 

Kolmogorov­Smirnov (K­S) test, was carried out in every data 

set to check whether the distribution of isopach values in DS­1 

and DS­2 was normal. In the case of an anomalous distribution 

of isopach values the use of techniques like IDW would be 

necessary.  The  simplicity  of  IDW  and  the  availability  of 

a complete set of extensions integrated into the gvSIG soft­

ware to obtain the interpolated raster for the IDW were crucial 

points for using the IDW against the kriging technique. 

The  data  for  the  3D­4D  analysis  were  obtained  with  the 

gvSIG software, which first generated a georeferenced vector 

Fig.  2.  Stratigraphic  profile  and  depositional  environments  of  the 

Boñar Formation. Modified after Gómez­Fernández et al. (2003) and 

Suárez­González et al. (2016).

169

GIS MAPPING OF TECTO-LINEAMENTS IN THE IBERIAN TROUGH, SPAIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

Fig. 

3.

 This 

cross

­section 

shows 

the 

sequence 

stratigraphic 

framework 

for 

the 

Late 

 Cretaceous 

strata 

in 

the 

Leonese 

Area, 

Iberian 

Trough. 

The 

E–W

 cross

­section 

is 

 completed 

by 

stratigraphic 

profiles, 

which 

are 

located 

in 

the 

Figure 

1. 

On 

the 

far 

right 

is 

the 

inter

­

preted 

relative 

sea

­level 

curve. 

The 

terminology 

as 

proposed 

by 

Vail 

et 

al. 

(1977); 

Mitchum 

et 

al. 

(1977); 

Catuneanu 

et 

al. 

(2009); 

among 

others. 

Abbreviations: 

LST

 — 

lowstand 

systems 

tract; 

HST

 — 

highstand 

systems 

tract; 

TST

 — 

transgressive 

systems 

tract; 

 

BSFR 

— 

 basal 

surface 

of 

forced 

regression; 

MFS 

— 

maximum 

flooding 

surface; 

 

MRS — maximum regressive surface; SD — subaerial discontinuity

.

170

HERRERO-HERNÁNDEZ, LÓPEZ-MORO, VALLE-FEIJÓO, GÓMEZ-FERNÁNDEZ and RODRÍGUEZ-PÉREZ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

layer in shape format that depicted shot points and wells, each 

with  their  coordinates  and  thickness.  The  reference  system 

EPSG: 25929 (ETRS89/UTMzone29N) was used. The values 

were subsequently imported into the gvSIG software as a new 

georeferenced  layer,  after  the  interpolation  process  was 

conducted.

The IDW method simply means that the arbitrary value of 

an  unsampled  point  is  the  weighted  average  of  the  known 

 values  within  the  neighbourhood.  As  is  well  known,  the 

weights in this method are a function of the radial distance 

between  the  observed  data  points  and  the  estimated  point.  

The weights are inversely related to the distances between the 

sampled  locations  and  the  predicted  locations  (Lu  &  Wong 

2008).

The spatial modelling was performed with the IDW inter­

polation method, the formula being: 

Z (s

0

) = 

∑

n

=

i 1

λ

i

* Z (s

i

)                                                              (1) 

where Z (s

0

) is the predicted value for the location S

0

, n is 

the number of sampling points close to S

0

 and which will be 

taken into account when the calculation is performed, 

i

 is the 

weight assigned to each sample point and Z (s

i

) is the observed 

value of the location S

i

. 

The weights were determined by the equation: 

λ

i

 = d  

–p

 / 

∑

n

=

i 1

d  

–p

                                                                (2)

         

i0                   i0   

where d

i0

 is the distance between the location which will be 

interpolated, S

0

, and each sample location, S

i

, as the distance 

becomes larger, the weight is reduced by a factor of p. IDW is 

a method that produced minor differences between observed 

and  projected  data  for  several  previous  studies  (Isaaks  & 

 Srivata  1989;  Webster  &  Oliver  2001;  Sertel  et  al.  2007; 

Krivoruchko 2011). Several trials were conducted and those 

parameters that produced the smallest errors in the predicted 

value  were  used.  Because  the  separation  between  the  shot 

points of the seismic sections was high the input configura­

tions of the settings, which were loaded into gvSIG, were an 

exponent 2.0 and an inspection radio of 30 km. A smoother 

raster  was  obtained  taking  into  account  data  to  interpolate 

within this radius. 

Once the isopach maps of DS­1 and DS­2 (Figs. 4 and 5) 

were produced, several structural lineaments could be inter­

preted. The produced lineaments map and structural analysis 

were performed. The analysis was carried out by identifying 

lineament and palaeochannel orientations. This analysis is of 

great help for geologists to draw an image of the palaeogeo­

graphic and sedimentological features as well as the location 

of the main depocenters of the basin. 

Several techniques have been developed to map lineaments 

using automated algorithms (see Casas et al. 2000; Ekneligoda 

& Henkel 2010; Elmahdy et al. 2012; Elmahdy & Mohamed 

2016b). However, the lineaments were drawn manually, taking 

into account previous works that were carried out in the same 

area  (Herrero­Hernández  et  al.  2010,  2013  and  Herrero­ 

Hernández & Gómez­Fernández 2012). This process made it 

possible to incorporate the different lineaments into the digital 

isopach maps of DS­1 and DS­2. This was done in order to 

interpret the data from a tectonic and sedimentological point 

of view, which will be analysed in the following section.

Results and discussion

The quantitative digital isopach map of DS­1 is shown in 

Fig. 4. The values lower than 140 m thicknesses were located 

in the west and southwest sectors. The lineament in the N 150 

direction that curves towards the NW (Fig. 4), represents the 

enclosure of the 140 m thick isoline and delimits those sectors. 

This lineament was located in the SW sector of the study area 

and it exemplifies the position of the palaeoshoreline during 

the DS­1.

Northeast of the N 150 trending lineament, the thickness of 

the  sediments  was  observed  to  be  changed  between  100  m  

and  950  m.  Furthermore,  there  is  a  set  of  corridors  and/or 

palaeo­channels crosscutting and perpendicular to the N 150 

lineament.  These  corridors  were  delimited  by  faults  with 

directions ranging between N 50 and 65 (Fig. 4) that defined 

the  blocks  and  the  formation  of  the  sub­basin  where  the 

 thickness  of  the  sediments  varied  in  the  direction  NW–SE. 

Thickness  variations  may  be  due  to  active  synsedimentary 

faults with N 50–65 direction. Some of them were a prolon­

gation of what appeared on the surface, as in the cases of the 

Yugueros and Boñar Faults (Fig. 4). However, other faults are 

subsurface  in  type  and  have  limited  outcrops  and  unclear 

 surface criteria. Both the faults and their prolongation in the 

basement, as well as some more faults scattered in the sub­

surface of the region constituted a model for the DS­1, con­

sisting of blocks that were delimited by these faults, falling 

toward the NW, where they were thicker and  rising in the SE 

part, where they were thinner.

The tectonic process is related to the phase of an extensional 

basin that produced an array of predominantly normal and dip­

slip  faults,  which  generated  a  hangingwall  subsidence  and 

a footwall uplift. The hangingwall subsidence and E and NE 

palaeocurrents allow us to interpret the occurrence of the large 

depocentres and faults with an orientation of N 50–65. These 

faults may be linked with the incised valleys and interfluves 

that were created in these areas. The position of the palaeo­

shoreline  (N 150),  the  mouth  of  the  fluvial  systems  in  the 

marine basin that was located close to the NE, and the evolu­

tion of the sea level during the Late Cretaceous period gene­

rated sequence boundaries, system tracts and other scenarios 

for sedimentation in a continental and coastal/marine setting. 

Figure 5 shows the new isopach map that was obtained from 

the DS­2. A clear line in the N 170 direction, which coincides 

with  the  position  of  the  160  m  isoline  (Fig. 5),  separates  

the  thinner  area  to  the  southwest  from  the  thicker  area  

(up to 1400 m) to the northeast of this line. This lineament 

171

GIS MAPPING OF TECTO-LINEAMENTS IN THE IBERIAN TROUGH, SPAIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

indicates  the  position  of  the  palaeoshoreline  during  

the  DS­2,  and  it  has  rotated  about  20  degrees  in  relation  

to  its  position  during  the  DS­1.  The  palaeoshoreline  was 

 t rans gressive  and  showed  a  tendency  to  move  landward  

during DS­2.

On the isopach map of the DS­2, two sets of lineaments can 

be  distinguished  (Fig.  5). The  first  system,  with  lineaments 

N 100–120,  is  widespread  in  the  area,  and  they  define  sub­

basins  that  are  more  than  700  m  thick  in  the  northern  area  

(Fig. 5) and have a thickness of less than 200 m in the southern 

area. It is inferred that there is a block structure limited fault 

N 100–120, which sinks towards the S making it thicker, and it 

rises towards the N where it is thinner.

The second group of lineaments has a N 50–65 direction, is 

less  extensive,  and  is  located  in  the  NW  area  of  the  basin. 

Some lineaments appear on the surface and are identified with 

the Yugueros and Boñar Faults (Fig. 5). The block bounded by 

the Yugueros and Boñar faults seem to show a thinner area in 

the SE, and thicker area in the NW that is in coherence with 

the observation of a significant decrease in the thickness of the 

sediments  in  the Yugueros  Fault  (e.g.,  Gómez­Fernández  et  

al.  2003).  Their  interpretation  was  similar  to  that  given  by  

the DS­1.

It  can  be  drawn  that  the  DS­1  and  DS­2  depositional 

sequences  showed  periods  of  lowstand  followed  by  two 

important transgressions, which were indicated by significant 

lateral  changes  of  facies  and  shoreline  shifts.  The  overall 

shoreline retreat landward was associated with the transgres­

sive units and were more than 10 km to the west. 

During  the  Late  Cretaceous  epoch  an  evolution  in  the 

 tectonic structure of DS­1 and DS­2 occurred. This evolution 

manifested  itself  in  a  gradual  disappearance  of  the  NE–SW 

fault system, that was located in DS­1, and which was circum­

scribed to the NW area by the prolongation of the Boñar and 

Yugueros  Faults  in  DS­2.  Likewise,  in  DS­2  inverse  faults 

with  a  N 100–120  direction  were  formed  and  reactivated 

during  the  Cenozoic  period,  resulting  in  thrusts  and  faults  

and  the  formation  of  a  foreland  basin,  the  Duero  Basin,  in 

response to the tectonic uplifting of the Cantabrian Mountains. 

The  Cenozoic  Duero  Basin  was  filled  up  with  3500  m  of 

 Oligocene  and  Miocene  continental  deposits  (see  Herrero­ 

Hernández  2002;  Herrero­Hernández  et  al.  2004,  2010), 

Fig. 4. Isopach map of the DS­1 interpolated from geophysical data using the IDW algorithm (Inverse Distance Weighting interpolation).  

The N18 to N70 lines (dashed in general) are lineaments that represent a change in the thickness of the sediments. The N150 line represents  

the position of the palaeoshoreline inferred for the DS­1.

172

HERRERO-HERNÁNDEZ, LÓPEZ-MORO, VALLE-FEIJÓO, GÓMEZ-FERNÁNDEZ and RODRÍGUEZ-PÉREZ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

mostly from the Cantabrian Mountains. These faults indicated 

(i)  the  initiation  of  the  phase  of  the  Alpine  orogeny  with 

 compressive  activity  in  DS­2  and  (ii)  the  cessation  of  the 

activity on the faults with the N 50–65 direction, except in the 

NW area.

The  collision  of  India,  Arabia  and  Africa  with  Asia  and 

Europe  formed  the  Alpine­Himalayan  Belt,  in  which  the 

 westernmost  parts  are  the  Pyrenean  and  Cantabrian  Ranges 

(see  Dercourt  et  al.  1986).  Previously,  during  the  Mesozoic 

post­rifting, Africa shifted its motion northwards, which ini­

tiated  a  convergence  with  Eurasia.  This  event  was  placed 

towards the end of the Late Cretaceous (chron 33, 80 Ma) (see 

Dercourt et al. 1986; Vergés & Fernández 2006). In this sense, 

the compression phase that was found in DS­2 can be equi­

valent to this event. 

Conclusions

The  acquisition,  processing,  and  interpretation  of  seismic 

data enabled subsurface geological structures to be interpreted. 

Detailed  deep  tectonic­structural  and  sedimentological  data 

and isopach maps obtained for depositional sequences from 

Fig. 5. Isopach map of the DS­2 interpolated from geophysical data and using the IDW algorithm (Inverse Distance Weighting interpolation). 

The N100 to N120 lines (dashed in general) are lineaments that represent a change in the thickness of the sediments. The N170 line represents 

the position of the palaeoshoreline inferred for the DS­2.

the  seismic  acquisition  and  GIS  techniques  could  be 

interpreted. 

The geological model reconstructions comprised two depo­

sitional sequences as well as maps of the tectonic lineaments 

that were interpreted taking into account the correlation with 

the  surface  geology  data.  Two  depositional  sequences,  the 

DS­1 sequence (Late Albian–Middle Turonian) and the DS­2 

sequence (Late Turonian–Campanian) could be defined in the 

subsurface architecture.

The results obtained using the IDW interpolation algorithm 

is much more suitable than the results of the goodness of fit 

tests  that  showed  the  values  were  not  normally  distributed. 

The obtained interpolated maps clearly revealed a set of linea­

ments with different palaeogeographic and tectonic interpreta­

tions. The depocentres were initially related to faults and the 

associated  palaeogeographic  thresholds.  These  appear  to  be 

due to thickness variation, horst and graben and fault displace­

ments controlled by the basement. 

The most striking tectonic structures in the Late Cretaceous 

successions were the Las Bodas Syncline and the La Losilla 

Anticline, with a NW–SE orientation on their axial surfaces, 

and  up  to  four  important  faults,  namely  the  Sabero­Gordón 

Fault,  the  Porma  Fault,  the  Boñar  Fault  and  the  Yugueros 

173

GIS MAPPING OF TECTO-LINEAMENTS IN THE IBERIAN TROUGH, SPAIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

Fault.  Some  of  them  were  reactivated  during  the  Cenozoic. 

These tectonic structures were thought to have controlled the 

sedimentary  features  and  palaeocurrents  in  the  Late  Creta­

ceous  period.  The  results  provide  better  constraints  on  the 

geometry of the fluvial palaeochannels of the Late Cretaceous 

successions and it can be used to better understand the geolo­

gical evolution in response to sea­level fluctuations.

The interpolated maps using the IDW algorithm in a GIS 

environment allowed better mapping of palaeoshorelines, with 

an overall NW–SE direction that changed from N 150 (DS­1) 

to  N 170  (DS­2),  and  stratigraphic  correlation  indicating   

NW–SE fault displacements. 

The palaeoflow directions of the fluvial channel networks 

and the observation of the corridors with a direction that was 

orthogonal to the position of the coastline indicated that the 

fluvial systems were transversal to the previous existing coast­

lines. The factors that controlled the sedimentation processes 

were  the  result  of  a  combination  of  eustatic  changes  and 

 tectonic controls that were related to faults with syn­sedimen­

tary activity. 

In conclusion, this study integrated geophysical survey and 

a GIS to map major subsurface lineaments cross­cutting the 

entire  area.  Their  common  trends  were  found  to  be  in  the  

NW–SE directions, allowing us to interpret the evolution of 

the  depositional  sequences  and  their  sedimentological  and 

 tectonic  characteristics  during  the  Late  Cretaceous.  These 

were marked by spatial variation in thickness related to active 

synsedimentary faults (e.g., Boñar and Yugueros Faults). 

Acknowledgements:  The  support  of  the  members  of  the 

INGEOMAT Research Group (University of León) is grate­

fully  acknowledged.  We  gratefully  appreciate  careful  and 

detailed reviews by two anonymous reviewers. We thank Ján 

Madarás for editorial handling.

References

Burbank  D.W.  &  Anderson  R.S.  2001:  Tectonic  Geomorphology. 

Blackwell Science, 1–247.

Casas A.M., Cortes A.L., Maestro A., Soriano M.A., Riaguas A. & 

Bernal J. 2000: LINDENS: A program for lineament length and 

density analysis. Comput. Geosci. 26, 9–10, 1011–1022. 

Dercourt J., Zonenshain L.P., Ricou L.E., Kazmin V.G., Le Pichon X., 

Knipper A.L., Grandjacquet C., Sbortshikov I.M., Geyssant J. & 

Lepvrier C. 1986: Geological evolution of the Tethys belt from 

the Atlantic  to  the  Pamir  since  the  Lias.  Tectonophysics  123, 

241–315.

Ekneligoda T.C.  &  Henkel  H.  2010:  Interactive  spatial  analysis  of 

lineaments. Comput. Geosci. 36, 8, 1081–1090. 

Catuneanu O., Abreu V., Bhattacharya J.P., Blum M.D., Dalrymple 

R.W.,  Eriksson  P.G.,  Fielding  G.C.R.,  Fisher  W.L.,  Galloway 

W.E.  &  Gibling  M.R.  2009:  Towards  the  standardization  of 

sequence stratigraphy. Earth-Sci. Rev. 92, 1–33. 

Catuneanu  O.,  Galloway  W.E.,  Kendall  C.G.St.C.,  Miall  A.D., 

 Posamentier H.W., Strasser A. & Tucker M.E. 2011: Sequence 

stratigraphy:  methodology  and  nomenclature.  Newsletters on 

Stratigraphy 44, 3, 173–245.

Cheng­Shin  J.,  Shih­Kai  C.  &  Yi­Ming  K.  2013:  Applying 

indicator­based geostatistical approaches to determine potential 

zones of groundwater recharge based on borehole data. Catena 

101, 178–187.

Chorowicz  J.,  Breard  J.,  Guillande  R.,  Morasse  C.,  Prudon  D.  & 

Rudant  J.  1991:  Dip  and  strike  measured  systematically  on 

 digitised three­dimensional geological map. Photogramm  Eng.  

Rem. S. 57, 431–436. 

Chorowicz J., Collet B., Bonavia F.F., Mohr P., Parrot J.F. & Korme 

T. 1998: The Tana basin Ethiopia: intra­plateau uplift rifting and 

subsidence. Tectonophysics 295, 351–367. 

Chorowicz J., Dhont D. & Gundogdu N. 1999: Neotectonics in the 

eastern North Anatolian fault region (Turkey) advocates crustal 

extension:  mapping  from  SAR  ERS  imagery  and  Digital 

 Elevation Model. J. Struct. Geol. 21, 511–532. 

Ciry R. 1939: Etude géologique d’une partie des provinces de Burgos 

Palencia León et Santander B. Soc. Hist. Nat. 74, 1–528. 

Collet  B.,  Taud  H.,  Parrot  J.F.,  Bonavia  F.  &  Chorowicz  J.  2000: 

A new kinematic approach for the Danakil block using a Digital 

Elevation Model representation. Tectonophysics 316, 343–357. 

Elmahdy S.I. & Mohamed M.M. 2016a: Automatic Feature Extraction 

Module  for  Change  Detection  in  Al  Ain,  UAE:  Analysis  by 

Means of Multi­temporal Remote Sensing Data. Journal of the 

Indian Society of Remote Sensing 44, 1–10.

Elmahdy S.I. & Mohamed M.M. 2016b: Mapping of tecto­lineaments 

and  investigate  their  association  with  earthquakes  in  Egypt: 

a  hybrid  approach  using  remote  sensing  data.  Geomatics, 

 Natural Hazards and Risk 7, 600–619.

Elmahdy S.I., Mansor S., Huat B.B. & Mahmod A.R. 2012: Structural 

geologic  control  with  the  limestone  bedrock  associated  with 

 piling  problems  using  remote  sensing  and  GIS:  a  modified 

 geomorphological method. Environ. Earth Sci. 66, 8, 2185–2195.

Evers H.J. 1967: Geology of the Leonides between the Bernesga and 

Porma  rivers.  Cantabrian  Mountains  NW  Spain.  Leidse Geol 

Mededelingen 41, 83–151. 

Galloway  W.E.  1989:  Genetic  stratigraphic  sequences  in  basin 

 analysis I: architecture and genesis of flooding­surface bounded 

depositional units. AAPG Bull. 73, 125–142.

Gómez  de  Llarena  J.  1934:  Examples  of  tertiary  tectonic  thrust  in 

Asturias,  Leon  and  Palencia.  Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. 34, 

2–3,123–127 (in Spanish).

Gómez­Fernández F., Méndez­Cecilia A.J. & Bahamonde R.J. 2003: 

The  Boñar  Formation  (Upper  Cretaceous,  northern  León): 

 Stratigraphy, geochemistry and production potential of natural 

stone.  Rev. Soc. Geol. Esp.  16,  1–2,  61–72  (in  Spanish  with 

English abstract).

Gossel W., Chudy T. & Falkenhagen M. 2012: Interpolation based on 

isolines:  line­geometry­based  inverse  distance  weighted  inter­

polation  (L­IDW)  with  sample  applications  from  the  geo­

sciences. Z. Dtsch. Ges. Geowiss. 163, 4, 493–505. 

Grijalba­Cuenca  A.,  Torres­Verdín  C.  &  Debeye  H.W.J.  2000: 

 Geostatistical inversion of 3­D seismic data to extrapolate petro­

physical  variables  laterally  away  from  the  well.  Society of 

 

Petroleum Engineers Annual International Meeting Dallas 

Texas (October 1–4) SPE Paper 63283, 1–17.

Herrero­Hernández A. 2002: Stratigraphy and sedimentology of the 

Tertiary deposits of the northern sector of the Duero Basin in the 

province  of  León.  PhD.  thesis:  Universidad  de  Salamanca, 

1–435 (in Spanish with English abstract). 

Herrero­Hernández A. & Gómez­Fernández F. 2012: Palaeoshoreline 

for the Late Cretaceous marine platform in the Iberian Trough 

(Leonese  Area  Spain)  deduced  from  outcrop  and  subsurface 

analysis. Cent. Eur. J. Geosci. 4, 3, 395–415. 

Herrero­Hernández A., Alonso­Gavilán G. & Colmenero R.J. 2004: 

Subsurface  stratigraphy  in  the  northwest  sector  of  the  Duero 

Basin (province of Leon). Rev. Soc. Geol. Esp. 17, 3–4, 197–215 

(in Spanish with English abstract).

174

HERRERO-HERNÁNDEZ, LÓPEZ-MORO, VALLE-FEIJÓO, GÓMEZ-FERNÁNDEZ and RODRÍGUEZ-PÉREZ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 165 – 174

Herrero­Hernández A., Alonso­Gavilán G. & Colmenero R.J. 2010: 

Depositional  sequences  in  a  foreland  basin  (north­western 

domain of the continental Duero basin Spain). Sediment. Geol. 

223, 235–264. 

Herrero­Hernández  A.,  Gómez­Fernández  F.  &  López­Moro  F.J. 

2013: Upper Cretaceous marine­continental transition (Leonese 

Area NW Spain) defined from integrated outcrop and seismic 

stratigraphy. Geol. J. 50, 39–55 

Isaaks  E.H.  &  Srivatava  R.M.  1989:  An  introduction  to  applied 

 geostatistics Oxford University Press, 1–561.

Jonker  R.K.  1972:  Fluvial  sediments  of  Cretaceous  age  along  the 

southern  border  of  the  Cantabrian  Mountains  Spain.  Leidse 

Geologische Mededelingen 48, 275–379. 

Jordan G., Meijninger B.M.L., van Hinsbergen D.J.J., Meulenkamp 

J.E.  &  van  Dijk  P.M.  2005:  Extraction  of  morphotectonic 

 features from DEMs: Development and applications for study 

areas in Hungary and NW Greece. Int. J. Appl. Earth Obs. 7, 

163–182. 

Jurecka M., Niedzielski T. & Migoń P. 2016: A novel GIS­based tool 

for estimating present­day ocean reference depth using automa­

tically processed gridded bathymetry data. Geomorphology 260, 

91–98. 

Keller E.A. & Pinter N. 2002: Active Tectonics: earthquakes uplift 

and landscape. 2

nd

 ed. Prentice Hall, 1–359.

Koike K. Nagano S. & Kawaba K. 1998: Construction and analysis of 

interpreted  fracture  planes  through  combination  of  satellite 

image  derived  lineaments  and  digital  elevation  model  data. 

Comput. Geosci. 24, 573–583. 

Krivoruchko K. 2011: Spatial Statistical Data Analysis for GIS Users. 

Esri Press, DVD­ROM. 

Lu GY. & Wong DW. 2008: An Adaptive Inverse­Distance Weighting 

spatial interpolation technique. Comput. Geosci. 34, 1044–1055. 

Mitchum Jr R.M., Vail P.R. & Thompson III S. 1977: Seismic strati­

graphy and global changes of sea­level. Part 2: the depositional 

sequence as a basic unit for stratigraphic analysis. In: Payton E. 

(Ed.):  Seismic  Stratigraphy­Applications  to  Hydrocarbon 

 Exploration. AAPG Mem. 26, 53–62. 

Nappi R., Alessio G., Vilardo G. & Bellucci Sessa E. 2009: Integrated 

morphometric  analysis  in  GIS  environment  applied  to  tecto­

nically active areas. Mem. Soc. Geogr. Ital. 87, I–II. (in Italian 

with English abstract). 

Sertel  E.,  Demirel  H.  &  Kaya  S.  2007:  Predictive  mapping  of  air 

 Pollutants:  A  GIS  framework.  Proceedings CD of the Fifth 

 International Spatial Data Quality Symposium ITC CD Nm.17 

Enschede Hollanda 17, 1–5. 

Suárez­González,  A.,  Kovács  T.,  Herrero­Hernández  A.  & 

Gómez­Fernández F. 2016: Petrophysical characterization of the 

Dolomitic Member of the Boñar Formation (Upper Cretaceous; 

Duero  Basin,  Spain)  as  a  potential  CO

2

  reservoir.  Estudios 

Geológicos 72, 1, e048. 

Vail P.R., Mitchum Jr R.M. & Thompson III S. 1977: Seismic strati­

graphy and global changes of sea level. Part 3: relative changes 

of sea level from coastal onlap. In: C.E. Payton (Ed.): Seismic 

Stratigraphy­Applications  to  Hydrocarbon  Exploration.  AAPG 

Mem. 26, 63–81. 

Van  Ameron  H.W.J.  1965:  Upper  Cretaceous  pollen  and  spores 

assemblages from the so­called «Wealden» of the pronvience of 

León (Northern Spain). Pollen and Spores 7, 89–93. 

Vergés  J.  &  Fernández  M.  2006:  Ranges  and  basins  in  the  Iberian 

Peninsula: their contribution to the present topography. In: Gee 

D.G.  &  Stephenson  R.A.  (Eds.):  European  Lithosphere 

 Dynamics. Geol. Soc. London, Mem. 32, 223–234. 

Webster  R.  &  Oliver  M.A.  2001:  Geostatistics  for  environmental 

 scientists. John Wiley and Sons Ltd., Chichester, 1–271.