9. SISMICIDAD DEL MEDITERRáNEO OCCIDENTAL D. Julio

Dr. D. Julio Mezcua Rodríguez
Dr. En Ciencias Físicas.
Licenciado en Ciencias Físicas. Universidad Complutense de Madrid.
Master of Science. Saint Louis University , Missouri, EEUU.
Doctor en Ciencias Físicas. Universidad Complutense de Madrid.
Ingeniero Geógrafo. Instituto Geográfico Nacional.
Jefe del Servicio de Geofísica del Instituto Geográfico Nacional
Profesor Titular de Universidad. Universidad Complutense de Madrid.
Subdirector General de Investigación y Desarrollo del Instituto Geográfico
Nacional.
Subdirector General de Astronomía y Geofísica del Instituto Geográfico
Nacional.
Subdirector General de Geodesia y Geofísica del Instituto Geográfico
Nacional.
Profesor Asociado Universidad Politécnica de Madrid.
Jefe del Área de Geomática del Instituto Geográfico Nacional.
Investigador visitante en Lamont-Doherty Geological Observatory, Columbia
University, Nueva York.
Secretario de la Sección de Sismología y Física del Interior de la Tierra de la
Comisión Nacional de Geodesia y Geofísica.
Representante de España ante el Centro Sismológico Europeo Mediterráneo.
Estrasburgo (Francia).
Secretario de la Comisión Permanente de Normas Sismorresistentes.
Presidente de la Sesión Terremotos Importantes en Europa de la XXII Asamblea
General de la Comisión Sismológica Europea.
Vicepresidente del Centro Sismológico Europeo Mediterráneo (CSEM).
Investigador responsable de más de veinte proyectos de investigación
financiados por la Comisión de investigación Científica y Técnica y por la
Unión europea.
Ha publicado más de 100 artículos de investigación en revistas nacionales e
internacionales del SCI y dos libros sobre Geofísica y Sismología.
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de estudios del mar
9. Sismicidad del Mediterráneo
Occidental
D. Julio Mezcua Rodríguez
Dr. En Ciencias Físicas
1. Introducción
La sismicidad del Mediterráneo es consecuencia de un complicado
mosaico en el que además de las dos grandes placas tectónicas
actuantes existen otras de menor tamaño como la Arábiga, que
hacen del Mar Mediterráneo un puzzle con diferentes microplacas
y distintos movimientos tectónicos. Como consecuencia de estas
interacciones, se ha producido una diferenciación en la estructura
cortical y litosférica del Mediterráneo que en cierta medida
condiciona la sismicidad de la región. Aunque la sismicidad asociada
al Mediterráneo es desigual en cuanto a la ocurrencia y características
de los sismos que en él se producen, la característica fundamental es
la relativa inactividad en la parte central de la cuenca y la fuerte
actividad en los bordes, sobre todo en aquellos en los que existe
interacción entre las diferentes subplacas. Así, el borde occidental
del Mediterráneo coincidente con la costa oriental española tiene
asociada una sismicidad moderada que se atenúa rápidamente en su
prolongación hacía el mar. Sin embargo, si consideramos el mar de
Alborán, la situación es más complicada puesto que la sismicidad está
alineada en los bordes con una producción de sismicidad intermedia
al sur de Málaga.
Desde el punto de vista del estado de esfuerzos, el estudio a partir de
los mecanismos focales de los terremotos, nos lleva a concluir que la
interacción de las placas Euroasiática y Africana constituye el motor
tectónico del Mediterráneo, que en su sector más oriental tiene
además la influencia de otra tercera placa tectónica resolviendo el
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del
Mediterráneo
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conjunto con dos importantes zonas de subducción, tanto en Sicilia
como en el arco Helénico.
Por último, es necesario considerar que tipo de peligrosidad induce
esta sismicidad en los países del entorno. En el caso del Mediterráneo
occidental, se producen dos tipos de peligros asociados uno debido a
las ondas elásticas producidas por terremotos de magnitud importante
y otro debido a la situación bajo el mar que dispara la producción de
tsunamis y cuyos efectos se dejan percibir a muy grandes distancias.
Estos terremotos con características muy especiales y que han sido
denominados “terremotos lentos” permiten abordar un estudio de
preparación ante el peligro de tsunami que deberían considerarse
en la elaboración de un sistema de alerta temprana que evitase o
disminuyese de forma drástica los efectos en las costas españolas.
engrosándose hacia el abombamiento de Córcega y Cerdeña, con
valores de 20-30 km, Gallart et al. (1995). Para terminar en esta
descripción del Mediterráneo occidental, nos encontramos con la
cuenca del Mar Tirreno con corteza otra vez adelgazada de 10-15
km de espesor y cuyo limite mas oriental coincide con la estructura
de los Apeninos, uniéndose en la parte sur a través de Sicilia con la
estructura Magrebí que discurre desde el sur del Rif en Marruecos en
dirección E-O hasta Túnez, adentrándose en la zona sur de Sicilia.
2. Características morfológicas y tectónicas
La interacción de las placas tectónicas de África y Eurasia puede
considerarse responsable de los procesos que han dado lugar a la
estructura litosférica del Mediterráneo así como a la morfología de la
cuenca. Por esta razón, la característica mas importante en cuanto a
estructura se refiere es la fuerte variación existente entre las distintas
partes en que se considera dividido el Mediterráneo Occidental.
Comenzando por el oeste, tenemos el Mar de Alborán, cuya
estructura proviene de la prolongación hacia el oeste de la cuenca
Argelia-Provenzal, está caracterizada por un fuerte adelgazamiento
desde los limites de las Béticas y el Rif hacia el centro de la cuenca, con
variaciones desde 35 hasta aproximadamente 12-18 km, o incluso
35, según consideremos la parte oriental, central o de Gibraltar en
la cuenca de Alborán, Hatzfeld y Frogneux (1980). En cuanto a la
Litosfera, el espesor varía desde los 45 a los 150 km en esta misma
dirección E-O.
A continuación, con límite la costa oriental española, nos
encontramos con el surco de Valencia con un espesor litosférico de
50 km que se extiende con el Golfo de León hasta la parte sur de la
costa mediterránea francesa, cerca de Mónaco. Los correspondientes
espesores de la corteza en el surco de Valencia oscilan desde
aproximadamente 22 km a menos de 12 km en su confluencia con
el Golfo de León. A continuación se sitúa la cuenca Provenzal, que
en la parte sur se une a la cuenca Argelina. En esta cuenca compuesta
se encuentra un espesor de corteza entre 10-12 km y una litosfera
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de estudios del mar
Figura 1. Recopilación de datos de flujo de calor en el Mediterráneo,
espesor de corteza y de litósfera según Jimenez-Munt et al. (2003).
Todas estas variaciones de la estructura litosférica están relacionadas
con el proceso de formación de graben en el Mediterráneo occidental,
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que se suceden en forma de surcos comenzando con los más antiguos
(Alborán, Valencia y Provenzal) y a continuación los más jóvenes de
las Baleares y de Argelia, culminando con el graben en dirección
E-O actualmente activo del Mar Tirreno. Como resumen de estas
características, complementado con valores de flujo térmico, se
presentan en la Figura 1 los resultados obtenidos por Jiménez-Munt
et al. (2003).
Desde el punto de vista tectónico, la cuenca Mediterránea está
claramente influenciada por la subducción en el Arco Helénico
y en el Arco de Calabria, así como la interacción entre las placas
Africana y Arábiga en el extremo oriental del Mediterráneo. Esta
parte de la cuenca muestra varios procesos activos, desde una
colisión continente-continente hasta una tectónica de escape con la
consiguiente generación de fallas de desgarre. Por otra parte, también
puede apreciarse tectónica de subducción de placa continental a
oceánica con la formación de la consiguiente estructura de cuenca
tras un arco de subducción.
2.1. La sismicidad del Mediterráneo. Análisis de resultados
Se puede estudiar la sismicidad del Mediterráneo considerando
toda la cuenca o por el contrario realizar un estudio detallado de
un terremoto o serie de sismos que afecten a una parte de él. En el
primer caso es necesario considerar los datos a partir de un cierto
valor de magnitud, puesto que los niveles de detección de las distintas
redes sísmicas que existen en los diferentes países ribereños son muy
diferentes. Por esta razón, se recurre a bases de datos internacionales
que capturan la información de una forma homogénea. Para realizar
este estudio hemos considerado la información suministrada por
el Centro Nacional de Información de Terremotos de los EE.UU.
(NEIC) y cuya representación se muestra en la Figura 2 para
los terremotos del área en el periodo 1974-2009. Como puede
apreciarse, el límite occidental de la cuenca correspondiente a la costa
este española, la sismicidad está circunscrita a esta, con terremotos
de profundidad superficial y que en su extensión hacia la cuenca
del mar de Alborán se produce una curvatura con terremotos entre
70-150 km, coincidiendo con el arco de Gibraltar. Previo a este
frente, en la parte occidental del estrecho, aparecen también sismos
de profundidad en el rango 33-70 km, que a su vez se extienden
por el norte de Marruecos. La sismicidad coincidente con el sistema
Rif-Atlas en dirección prácticamente E-O es muy delimitada sobre
248 · XXV II S e m a n a
de estudios del mar
una estrecha franja y con profundidades en el rango 33-70 km. Esta
alineación se atenúa fuertemente hacia el este, volviéndose otra vez
muy activa sobre Sicilia con una distribución en arco de una placa
de Benioff, con profundidades desde superficiales hasta profundos
por debajo de los 500 km. Prosiguiendo hacia el norte y siguiendo
por los Apeninos, observamos una clara concordancia con ellos y
profundidades fundamentalmente superficiales. Se cierra esta parte
del Mediterráneo con una continuación hacia el oeste, siguiendo
con terremotos superficiales por el borde norte de la cuenca, hasta
alcanzar los Pirineos. En el interior de la cuenca del Mediterráneo
occidental hay una escasa sismicidad muy superficial, con
lineaciones al norte de las Baleares en prolongación de la actividad
de los Pirineos, así como una prolongación de las Béticas hasta la
isla de Mallorca. Puede concluirse por tanto, que la sismicidad está
fundamentalmente ligada a los bordes de la cuenca, manifestando
tanto en extremo occidental de Alborán como en el sur de Italia
dos fenómenos que se han explicado como posibles procesos de
delaminación y subducción respectivamente.
Por otra parte y con objeto de delimitar los tipos de movimiento de
placas que se producen, se pueden considerar los mecanismos focales
calculados para el conjunto de la cuenca. Para realizar este estudio
se ha utilizado el banco de datos del Instituto de Geofísica de la
Universidad de Karlsruhe que aloja el Proyecto World Stress Map.
En la Figura 3 se presenta el mapa correspondiente al Mediterráneo
Occidental y también viene representada la línea de contacto entre la
Placa Africana y Euroasiática. De forma general, puede decirse que
los mecanismos predominantes en el límite occidental de la cuenca
coincidente con la costa oriental española son de tipo de falla normal
y desgarre, con algún mecanismo de falla inversa. La característica
predominante en todos ellos es que la dirección del eje de presión
es normal a la línea media de costa. Cuando pasamos a la costa de
Argelia y Túnez los mecanismos son predominantes del tipo de falla
inversa con eje de presión en dirección NNO-SSE perpendicular al
contacto entre placas. Este estilo de mecanismo continúa en la parte
norte de Sicilia, aunque también existe una gran cantidad de sismos
con fallas de tipo normal, correspondientes a la parte superior del
contacto. La cadena de los Apeninos está muy delimitada, con gran
cantidad de mecanismos de falla normal y de desgarre en la parte
sur en la conexión con el arco de Sicilia. Por último, en el norte de
Cerdeña, se localizan tres terremotos con mecanismo de falla inversa
con ejes de presión en dirección E-O.
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Mediterráneo
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De forma regional se pueden estudiar también la sismicidad
correspondiente a series de terremotos de menor magnitud y que
pueden arrojar luz sobre aspectos más locales de la cuenca mediterránea.
Este es el caso que se presenta a continuación, correspondiente a la
serie de sismos que comenzó el 16 de septiembre de 2003 en el Golfo
de Valencia a las 11:02:48 GMT con un terremoto de magnitud 4.6
mb(Lg) y que durante 37 días se estuvieron repitiendo las réplicas.
Los sismos más importantes de la serie se relacionan en la Tabla 1.
La distribución de esta serie, junto con los cortes en profundidad
y los mecanismos calculados, se ha representado en la Figura 4. El
área epicentral se encuentra localizada a 30 km al SE de la ciudad
de Valencia, en el límite de la plataforma continental en el extremo
sur del surco de Valencia. De la distribución de replicas no puede
concluirse una alineación clara, pero si consideramos únicamente los
mas importantes se distribuyen según la dirección A-B coincidente
con uno de los planos del mecanismo correspondiente al terremoto
principal.
Los mecanismos calculados que se presentan en la Figura 4 son
los siguientes. Para el sismo de 16 de septiembre a las 11:03 el
mecanismo resultante es de falla normal con una fuerte componente
de desgarre. El siguiente que ocurre el mismo día a las 20:20 tiene
un mecanismo prácticamente idéntico aunque con una componente
de desgarre mas alta. Los dos sismos del día 21 de septiembre
tienen ambos mecanismos de falla normal. Resumiendo, podemos
decir que el estado de esfuerzos causante de esta serie corresponde
a una extensión E-O, con ejes de compresión en dirección N-S,
coincidente con un estado general en la zona de compresión en esa
dirección, Rueda y Mezcua (2004).
Fecha
Figura 2. Mapa de sismicidad por profundidades del Mediterráneo Occidental
según datos proporcionados por Centro Nacional de Información de
Terremotos del U. S. Geological Survey. El intervalo considerado es 19742009.
H. origen Lat. N Lon. E Smaj Smin Prof Err mbLg Mw
Sep 16, 03 11:02:48 39.402 0.011
4
2
10
2
4.2
4.0
Sep 16, 03 20:19:49 39.390 0.015
3
2
6
4
3.4
3.3
Sep 21, 03 09:58:55 39.396 0.036
4
3
10
3
4.2
4.1
Sep 21, 03 10:34:16 39.414 0.006
4
2
10
1
4.6
4.2
Tabla 1. Parámetros focales de los terremotos más importantes de la serie
sísmica de septiembre de 2003 del SE de Valencia. Smaj y Smin son los
valores en km de los semiejes de la elipse de error en la localización. Err es el
error en el parámetro profundidad (Prof).
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de estudios del mar
Figura 3. Mecanismos focales suministrados por el World Stress Map 2008
mostrando los ejes de Presión para tres tipos de falla. El mapa se ha realizado
usando la herramienta proporcionada por el Instituto de Geofísica de la
Universidad de Karlsruhe, Alemania.
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olas que se propagan por el océano y que al llegar a la costa pueden
producir grandes daños. Estas olas son maremotos o tsunamis.
Podemos considerar tres etapas en el desarrollo de un tsunami que
comienza con la generación instantánea de una onda en el agua, debida
al desplazamiento producido en el fondo marino como consecuencia
de una fuente sísmica próxima. En segundo lugar la propagación de
dicha onda por el mar, incluso en ocasiones a grandes distancias
y por último la llegada de la onda a la plataforma continental,
donde como consecuencia de la disminución de profundidad e
irregularidades del fondo se producen grandes distorsiones en el
perfil de la onda, provocándose su rotura al alcanzar la costa, con
la consiguiente inundación. Pueden producirse tsunamis también
por deslizamientos en la plataforma marina ocasionados por
perdida de estabilidad, o por deslizamientos y caídas sobre el mar
de grandes masas de tierra, que pierden la condición de equilibrio,
como consecuencia de la modificación en el reparto de masas que
se produce en erupciones volcánicas, con gran aporte de material
magmático en las zonas próximas a la costa.
Figura 4. Serie de terremotos de septiembre de 2003 al SE de Valencia, con
los mecanismos focales de los terremotos principales. Se muestran también
las secciones en profundidad según dos direcciones A-B y C-D.
2.2. Peligrosidad de terremotos en zonas
Características de los terremotos tsunamigénicos
marinas.
La ocurrencia de terremotos en zonas sumergidas por el mar puede
acarrear peligros asociados a él distintos de los usualmente registrados
cuando se producen en tierra. En este último caso, los efectos que
ocasiona un terremoto se deben fundamentalmente a la interacción
que las ondas sísmicas generadas por el sismo producen con cuantas
estructuras y construcciones encuentra en su camino. Sin embargo,
cuando el sismo se produce bajo el mar, además de estos efectos
se pueden producir otros que se manifiestan por la generación de
252 · XXV II S e m a n a
de estudios del mar
Atendiendo exclusivamente a los tsunamis ocasionados por
terremotos, podemos decir que no todas las fuentes sísmicas son
generadoras de tsunami. Terremotos superficiales con epicentro
marino, falla de empuje y con un momento sísmico escalar por
encima de 1020 N m pueden considerarse inicialmente como
tsunamigénicos. La amplitud del tsunami en alta mar es una función
lineal del momento sísmico escalar del terremoto. El mecanismo focal
del terremoto es fundamental para la consideración del tsunami,
para que éste se produzca el mecanismo tiene que manifestar una
componente vertical dentro de este tipo de fallas capaz de provocar
desplazamientos del fondo marino en esa dirección.
Pero existen también otros terremotos que sin alcanzar una gran
magnitud mb provocan también grandes tsunamis. En estos casos, el
tsunami provocado es desproporcionado para la baja magnitud mb
del evento. Son los conocidos como terremotos tsunami, Kanamori
(1972), que se caracterizan por tener una función temporal en la
fuente de gran duración y por consiguiente una lenta liberación
del momento sísmico; por eso reciben el nombre de terremotos
lentos. La magnitud mb determinada en los procesos automáticos de
localización es baja, sin embargo el momento sísmico es importante
(consecuentemente también la magnitud momento Mw), además,
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Mediterráneo
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la lenta liberación puede provocar un acoplamiento que hace que
el tsunami tenga mayores alturas de inundación que otro terremoto
con igual momento sísmico pero con una fuente más rápida. Los
dos ejemplos recientes más significativos son los del terremoto de
Nicaragua de 2 de septiembre de 1992 de magnitud 5.3 mb, y el de
Java de 2 de junio de 1994 de magnitud 5.5 mb.
Definimos como discriminantes aquellas características de la fuente
sísmica que una vez determinadas, nos permitirán decidir sobre la
potencialidad tsunamigénica del terremoto que acaba de ocurrir:
Localización
Este primer discriminante resulta en principio evidente. Todo aquel
terremoto con epicentro marino es potencialmente tsunamigénico,
pero además aquellos terremotos próximos a la costa también pueden
producir desplazamientos del fondo marino con consecuencias
tsunamigénicas.
Los sistemas automáticos de localización resultan de gran importancia
en estas labores de discriminación. El sistema automático de
localización del Instituto Geográfico Nacional, es capaz de efectuar
localizaciones sucesivas según se encuentran llegando los datos a la
Unidad de Recepción Digital de Datos, de tal forma que se dispone
de una localización automática preliminar a los 13 minutos (para
el caso más desfavorable) de terremotos con epicentro marino a
distancias regionales. Para terremotos de magnitud por encima de
4.0 mb, los parámetros de localización epicentral longitud y latitud se
calculan automáticamente con gran precisión, ya que la identificación
automática de fases es de una gran calidad, sin embargo, el cálculo
de la magnitud mb mediante la medida automática de la amplitud
de la fase Lg tiene muy poca precisión. Incluso para terremotos
de gran magnitud, la estimación de ésta se encuentra afectada por
problemas de saturación de la propia escala, con lo que el error en
este parámetro puede ser de consideración.
Momento sísmico escalar
Al ser éste el parámetro que mejor define la energía liberada por
el terremoto, es fundamental su utilización en las labores de
discriminación. Por regla general, en los centros internacionales
de alerta de tsunamis del Pacifico el umbral de alerta por tsunami
se establece en 1020 N m, equivalente a una magnitud Mw=7.27.
Todos aquellos terremotos con momento sísmico igual o mayor son
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de estudios del mar
en principio, atendiendo únicamente a su tamaño, potencialmente
tsunamigénicos.
La estimación automática del tensor momento sísmico en la red
sísmica del Instituto Geográfico Nacional proporciona el mecanismo
focal y el momento sísmico escalar, mediante la inversión en el
dominio del tiempo de los sismogramas previamente filtrados de
terremotos con epicentro marino, a los 2 minutos de producirse la
localización automática, Rueda y Mezcua (2005). La profundidad
del centroide también es un parámetro de importancia para la
discriminación, ya que un terremoto profundo disminuye su
capacidad tsunamigénica.
Mecanismo Focal
Las fallas inversas de pequeño ángulo, características de las cuencas
del frente de subducción, son las que generan mayores tsunamis
cuando el terremoto es poco profundo.
Comportamiento de la magnitud manto con el periodo
En un terremoto tsunami, la lenta liberación del momento sísmico
se pone en evidencia por un incremento continuo del momento
sísmico con el periodo.
Okal y Talandier (1989) definen la magnitud manto Mm como
una magnitud dependiente de la frecuencia y que está basada en
el espectro de amplitudes de las ondas Rayleigh. Esta magnitud
entonces está directamente relacionada con el momento sísmico. El
comportamiento de esta magnitud con el periodo es utilizado con
éxito por Schindelé et al. (1995) como un discriminante para detectar
terremotos tsunami. La lentitud en el proceso de ruptura se pone de
manifiesto en un aumento de la magnitud manto con el periodo.
Según la definición de la magnitud manto Mm:
Mm= logM0 - 13 siendo M0 el momento sísmico escalar, expresado
en N m.
Si consideramos el espectro de las ondas Rayleigh para la
determinación de M0, calculado mediante la amplitud espectral X
(ϖ) en el dominio de la frecuencia:
Mm (ϖ)= log X (ϖ)+CD + CS - 16.902
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· 255
Podremos así obtener la magnitud manto Mm (ϖ) para cada una de
las frecuencias, mediante el logaritmo de la amplitud expectral X (ϖ),
corregido por distancia CD y por la característica de la fuente CS.
En el trabajo de Schindelé et al. (1995) se analiza con este
procedimiento el comportamiento de la magnitud manto para un
total de 8 terremotos que han ocasionado tsunami. Seis de ellos se
han cobrado un total de más de 2500 victimas: Nicaragua (2 de
septiembre de 1992), Flores (12 de diciembre de 1992), Hokkaido
(12 de julio de 1993), Java (2 de junio de 1994), Kuriles (4 de
octubre de 1994) y Mindoro (14 de noviembre de 1994). Los otros
dos: Guam (8 de agosto de 1993) y Halmahera (21 de enero de
1994) han causado daños de gran importancia. Los terremotos de
Nicaragua y Java de magnitudes mb 5.3 y 5.5 son reconocidos como
terremotos tsunami.
Se ha desarrollado por Rueda (2006) un software en código
SAC (Seismic Analysis Code) que permite realizar el análisis del
comportamiento del momento sísmico (estimado a través de la
magnitud manto) en función del periodo. El objetivo es que este
proceso nos permita discriminar posibles terremotos tsunami en el
entorno de la Península Ibérica. Para la comprobación del proceso
hemos aplicado este software un terremoto del Mediterráneo
occidental que ha producido tsunami en las costas españolas con el
fin de comprobar si los resultados son apropiados para poder realizar
una alerta temprana.
2.3. Tsunami
mayo de 2003
generado por el terremoto de
Argel
de
21
de
El terremoto que pretendemos estudiar se encuentra situado en
una de las zonas seleccionadas con anterioridad como susceptibles
de generar tsunamis en el Mediterráneo, Figura 5. Esta fuente
tsunamigénica es de moderada importancia y en ella se encuentran
los grandes terremotos que ocurren en el contacto entre las placas
africana y euroasiática en la zona próxima a la costa de Argelia. Estos
terremotos provocan tsunamis que afectan a las costas españolas en
un tiempo mínimo de 40 minutos desde la hora origen del sismo.
En época histórica, este fenómeno ya fue observado en el terremoto
de 31 de enero de 1756 y más recientemente en los terremotos
de Orleansville de 1954 y de El Asnam de 1980, con un tsunami
registrado instrumentalmente en los mareógrafos. Por último, el 21
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de estudios del mar
de mayo de 2003, a las 18 horas 44 minutos (tiempo universal),
ocurrió un terremoto en la costa argelina, próximo a la ciudad de
Boumerdes, a unos 50 km al este de Argel, Figura 6. Los edificios
de la zona epicentral, incluso los de reciente construcción, fueron
destruidos, ocasionando millares de heridos y 2278 victimas
mortales. La localidad de Zemmouri es la que sufrió los mayores
daños, quedando prácticamente destruida. Es el segundo mayor
terremoto en Argelia de los últimos 20 años. Aunque el cálculo
automático del Instituto Geográfico Nacional evaluó una magnitud
mb=5.9, la revisión del mismo proporcionó una magnitud mb=7.0.
El epicentro ha sido localizado en el mar, a unos 300 Km de la costa
sur de la isla de Mallorca.
El mareógrafo del Instituto Español de Oceanografía instalado en
el puerto de Palma de Mallorca, registró a los 50 minutos de la
hora origen un tsunami con una altura máxima del nivel del mar de
70 cm, con periodos de 20 minutos, Figura 7. También se registró
en los mareógrafos del Instituto Geográfico Nacional de Alicante
y Almería alcanzándose alturas de 5 cm en el puerto de Almería y
de 50 cm en el interior del puerto de Alicante. En el mareógrafo
instalado en el exterior de este puerto, el nivel del agua alcanzó una
altura de 10 cm sobre el nivel medio. Este tsunami ocasionó algunos
daños en embarcaciones ancladas en los puertos de las islas Baleares,
con pérdidas económicas importantes.
A los pocos minutos de localizarse el evento, el sistema de
determinación automática del Tensor Momento Sísmico del Instituto
Geográfico Nacional (Rueda y Mezcua, 2005), con los datos de las
estaciones de Mallorca (ETOS), Ibiza (EIBI) y Beniardá-Alicante
(EBEN), Figura 8, calculó un momento sísmico de 9.26×1018
N m, al que corresponde una magnitud momento Mw=6.6 y un
mecanismo en falla inversa con eje de presión orientado en dirección
SSE-NNW). Estos parámetros determinados automáticamente,
coinciden con los calculados con posterioridad por las distintas
agencias internacionales.
Aunque el tipo de mecanismo focal es apropiado para la generación
de tsunami, el valor del momento sísmico no hace pensar en esta
posibilidad.
La aplicación del algoritmo que analiza el comportamiento de la
magnitud manto con el periodo en la estación EBEN (Beniardá,
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del
Mediterráneo
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· 257
Alicante), nos muestra (Figura 9) que el momento sísmico tiende
a aumentar con el periodo de forma clara. Esto nos indica que
estamos ante la presencia de una fuente lenta y un comportamiento
de posible terremoto tsunami.
Figura 7. Registro en el mareógrafo del puerto de Palma de Mallorca del
tsunami generado por el terremoto de 21 de mayo de 2003.
Figura 5. Delimitación de zonas productoras de tsunamis en el
Mediterráneo, según Papadopoulos (2009).
Figura 6. Terremoto de Argel de 21 de mayo de 2003 6.6 Mw y réplicas.
Se muestran los mecanismos focales obtenidos mediante la determinación
rápida del tensor momento sísmico y las estaciones de banda ancha utilizadas
en su cálculo.
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de estudios del mar
Figura 8. Determinación automática del tensor momento sísmico del
terremoto de 21 de mayo de 2003. En línea discontinua de color rojo se
muestran los sismogramas sintéticos.
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Mediterráneo
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Para confirmar esta característica de la fuente, hemos desarrollado
en SAC un código para obtener la función temporal de la fuente,
utilizando el método de las funciones empíricas de Green. Este método
utiliza dos sismogramas registrados en la misma estación, para dos
terremotos que se supone tienen el mismo hipocentro y diferente
magnitud. Hemos aplicado este método considerando el terremoto
principal ocurrido el 21 de mayo de 2003 a las 18:44 y una réplica
ocurrida el 20 de mayo de 2003 a las 02:15 de magnitud mb=5.5. El
resultado se muestra en la Figura 10, donde se observa una función
fuente de unos 30 segundos de duración, poniéndose de manifiesto
la existencia de al menos tres subfuentes. Estas características son
compatibles con una longitud de la rotura de aproximadamente 50
km, produciéndose un claro efecto de directividad. La lentitud de
la fuente, junto con este efecto de directividad han podido ser las
causas del acoplamiento tierra-agua, origen del tsunami.
Figura 9. Comportamiento del logaritmo del momento sísmico con el
periodo para el terremoto de Argelia de 21 de mayo de 2003 Mw=6.6 en la
estación EBEN (Beniardá, Alicante).
3. Diseño de un sistema de alerta de tsunamis
para las costas españolas
En estos momentos España no cuenta con un sistema de alerta
de tsunamis que pudiera contribuir ante un evento de este tipo
a la mitigación de los daños económicos y a la salvación de vidas
humanas.
Atendiendo a las distintas fases del tsunami, un sistema de alerta debe
analizar en tiempo real la fuente del terremoto, para evaluar de forma
automática su potencial tsunamigénico. A continuación el sistema debe
confirmar o desmentir su propagación en alta mar y por último se debe
estimar la altura inundable en cada uno de los puntos de interés.
Los maremotos que principalmente pueden afectar a las costas
españolas se corresponden con terremotos cuyo epicentro se
encuentra a distancias regionales, principalmente localizados al
suroeste del Cabo de San Vicente o en las costas de Argelia, con lo
que los tiempos de propagación son muy reducidos. Para trayectorias
con profundidades promedio de 2000 m, la velocidad aproximada
de la ola es de unos 500 km/h.
Figura 10. Cálculo de la función temporal en la fuente del terremoto de
Argelia de 21 de mayo de 2003 Mw=6.6, con el método de las funciones de
Green empíricas.
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de estudios del mar
La detección de una fuente tsunamigénica comienza con el cálculo
automático de la localización y magnitud mb del evento, a partir
de los datos en tiempo real de la red sísmica digital de banda ancha
del IGN. Si se supera un cierto umbral, que podríamos fijar en una
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magnitud de 5.0 mb, se calculará de forma automática también el
Tensor Momento Sísmico, cuya descomposición nos proporcionará
el mecanismo focal y el momento sísmico. En el caso de superarse el
valor para M0 de 1020 N m, ser un epicentro marino y además poseer
un mecanismo focal con movimiento vertical, el sistema declarará
automáticamente un posible tsunami. En el caso de que se den las
dos últimas condiciones, pero el momento no supere el umbral
fijado, se entrará en el proceso de detección de posible terremoto
tsunami, mediante el análisis automático del comportamiento de
la magnitud manto con el momento. Si la curva tiene pendiente
positiva se declarará asimismo un posible tsunami. En la Figura 11
se presenta el diagrama de flujo de este sistema de alerta.
la primera ola llega a la costa. En el diseño de un sistema de alerta
de tsunamis para las costas españolas debería contarse al menos con
6 sensores de este tipo instalados estratégicamente, Figura 12. Por
último podría realizarse automáticamente una simulación de la
propagación, que nos diera rápidamente una primera aproximación
de las alturas que el tsunami alcanzaría en los distintos puntos de la
costa.
Figura 11. Diagrama de flujo de un sistema de alerta de tsunamis para las
costas españolas, expresando los tiempos de respuesta en cada fase.
El uso de sensores de presión, situados en el fondo del mar, con
conexión vía satélite, mediante antenas instaladas en boyas que flotan
en la superficie, Figura 11 permitiría la confirmación de un posible
tsunami mediante la observación instantánea de las variaciones del
nivel del mar. Esta tecnología ha sido desarrollada por el U.S. National
Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) habiéndose
instalado seis aparatos de este tipo en el océano Pacífico, González
et al. (1998). En la actualidad, NOAA planea ampliar esta red con
32 sensores más, dando cobertura a todo el Pacífico y el Caribe, en
un futuro también al Índico, dentro del Global Earth Observation
System en el que participa también la Unión Europea. Recientemente
se están haciendo ensayos con boyas de las que se define su posición
absoluta en tres dimensiones mediante el uso de la constelación GPS.
La situación de estos sensores es clave para la definición del tiempo
que se dispondría desde que se declara la alerta tsunami hasta que
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de estudios del mar
Figura 12. Posible distribución de los sensores de presión instalados
en alta mar.
Desde que se produce un terremoto, el tiempo a partir de la hora
origen, en el que cada uno de los procesos está concluido se muestra
en la Figura 11. Como vemos, la comprobación en el sensor de
presión se podría hacer a los 17 minutos desde la hora origen, con
lo que la distancia idónea de situación del mismo será de unos 150
kilómetros desde la zona potencialmente tsunamigénica. Una mayor
distancia supondrá un retardo mayor en la declaración de alerta.
Una actuación encaminada a reducir el tiempo empleado en la
localización automática del evento, repercutiría muy favorablemente
en la optimización del tiempo de alerta.
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4. Conclusiones
En este trabajo se hace una revisión de las características morfológicas
y estructurales del Mediterráneo occidental que son consecuencia
de una acción tectónica durante el proceso de formación del Mar
Mediterráneo. La situación tectónica actual se pone de manifiesto por
el análisis de la sismicidad complementado con una revisión de los
mecanismos focales de grandes terremotos para todo el Mediterráneo
occidental. Sin embargo, hemos también considerado una sismicidad
de menor magnitud y que establece las acciones de esfuerzos a nivel
local o regional y que pueden dar información de aspectos locales
de la cuenca, como el estudiado en el Golfo de Valencia. Está serie
de terremotos se corresponde con una serie acaecida en septiembre
de 2003 y que se percibió en la costa levantina. Puede concluirse de
este estudio de sismicidad, así como del más general realizado para
toda la cuenca, que la actividad sísmica no es muy importante en
las costas españolas si se compara con otras zonas como el límite
de la cuenca en Sicilia. Sin embargo existe un peligro asociado a la
ocurrencia de sismos en la zona norte de África, correspondiente
a la costa de Argelia que aunque no causan daños directos en la
península por efecto de las ondas sísmicas transmitidas si lo pueden
hacer a partir del tsunami que generan.
Se ha realizado un estudio sobre las características sísmicas
del terremoto de Argel de 21 de mayo de 2003, confirmando
que este terremoto es del tipo “terremoto tsunami” o también
denominado “terremoto lento” que suelen producir relativamente
mayores tsunamis asociados que otros de parecida magnitud. Esta
característica sin embargo permite diferenciarlo en tiempo casireal, lo que constituye una posible base para realizar una labor de
preparación en caso de ocurrencia de un sismo en el área.
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