Dr. D. Julio Mezcua Rodríguez. 9. Sismicidad del Mediterráneo Occidental. Dr. En Ciencias Físicas. D. Julio Mezcua Rodríguez Dr. En Ciencias Físicas

Transcripción

1 Dr. D. Julio Mezcua Rodríguez Dr. En Ciencias Físicas. 9. Sismicidad del Mediterráneo Occidental 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. 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 244 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 245

2 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 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 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 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 km y una litosfera 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, 246 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 247

3 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 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 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 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 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 una estrecha franja y con profundidades en el rango 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. 248 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 249

4 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 m b (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). 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 Fecha H. origen Lat. N Lon. E Smaj Smin Prof Err mblg Mw Sep 16, 03 11:02: Sep 16, 03 20:19: Sep 21, 03 09:58: Sep 21, 03 10:34: 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). 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. 250 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 251

5 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 Peligrosidad d e t e r r e m oto s en z o n a s m a r i n a s. Características de los terremotos tsunamigénicos 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 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 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 m b provocan también grandes tsunamis. En estos casos, el tsunami provocado es desproporcionado para la baja magnitud m b 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 m b determinada en los procesos automáticos de localización es baja, sin embargo el momento sísmico es importante (consecuentemente también la magnitud momento M w ), además, 252 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 253

6 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 m b, y el de Java de 2 de junio de 1994 de magnitud 5.5 m b. 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 m b, 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 m b 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 N m, equivalente a una magnitud M w =7.27. Todos aquellos terremotos con momento sísmico igual o mayor son 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 M m 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 M m : M m = logm 0-13 siendo M 0 el momento sísmico escalar, expresado en N m. Si consideramos el espectro de las ondas Rayleigh para la determinación de M 0, calculado mediante la amplitud espectral X (ϖ) en el dominio de la frecuencia: M m (ϖ)= log X (ϖ)+c D + C S XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 255

7 Podremos así obtener la magnitud manto M m (ϖ) para cada una de las frecuencias, mediante el logaritmo de la amplitud expectral X (ϖ), corregido por distancia C D y por la característica de la fuente C S. 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 m b 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 Ts u n a m i generado p o r el t e r r e m oto d e Arg e l d e 21 d e m a y o d e 2003 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 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 m b =5.9, la revisión del mismo proporcionó una magnitud m b =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 N m, al que corresponde una magnitud momento M w =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, 256 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 257

8 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 5. Delimitación de zonas productoras de tsunamis en el Mediterráneo, según Papadopoulos (2009). Figura 7. Registro en el mareógrafo del puerto de Palma de Mallorca del tsunami generado por el terremoto de 21 de mayo de Figura 6. Terremoto de Argel de 21 de mayo de 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. Figura 8. Determinación automática del tensor momento sísmico del terremoto de 21 de mayo de En línea discontinua de color rojo se muestran los sismogramas sintéticos. 258 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 259

9 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 m b =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. La detección de una fuente tsunamigénica comienza con el cálculo automático de la localización y magnitud m b 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 260 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 261

10 magnitud de 5.0 m b, 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 M 0 de 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 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. 262 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 263

11 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. Bibliografía Gallart, J., N. Vidal, A. Estévez, J. Pous, F. Sàbat, C. Santiesteban, E. Suriñach y ESCI-València Trough Group (1995). The ESCI- València Trough vertical reflection experiment: a seismic image of the crust from the NE Iberian Peninsula to the Western Mediterranean, Rev. Soc. Geol. España 8, brief overview and status report. En Proceedings of the International Workshop on Tsunami Disaster Mitigation, January 1998, Tokyo, Japan. Hatzfeld, D. y M. Frogneux (1980). Structure and tectonics of the Alboran Sea area. En Evolution and Tectonics of the Western Mediterranean and surrounding areas. Inst. Geogr. Nac. Special publ. 201, Jimenez-Munt, I., R. Sabadini, A. Gradi y G. Blanco (2003). Active deformation in the Mediterranean from Gibraltar to Anatolia inferred from numerical modelling and geodetic and seismological data. J. geophys. Res. 108, doi: /2001jb Kanamori, H. (1972). Mechanisms of tsunami earthquakes. Physics Earth planet. Interiors 6, Okal, E. y J. Talandier (1989). M m : a variable-period mantle magnitude. J. geophys. Res. 94, Papadopoulos, G. A. (2009). The development of the National Tsunami Warning System of Greece. EMSC Newsletter 23, Rueda, J. y J. Mezcua (2004). The September 2003 Gulf of Valencia Earthquake Series. Tectonic and seismic design implications for the area. Informe Interno IGN, 14 pp. Rueda, J. y J. Mezcua (2005). Near-real-time Seismic Momenttensor determination in Spain. Seismol. Res. Lett. 76, Rueda, J. (2006). Discriminación sísmica mediante el análisis de las señales generadas por explosiones y terremotos. Aplicación a la región suroeste de Europa-Norte de África. Tesis Doctoral. Universidad Politécnica de Madrid. 450 pp. Schindelé, F., D. Reymond, E. Gaucher y E. Okal (1995). Analysis and automatic processing in near-field of eight tsunamigenic earthquakes: improvements towards real-time tsunami warning. Pure appl. Geophys. 144, González, F. I., H. M. Milburn, E. N. Bernard y J. C. Newman (1998). Deep-ocean assessment and reporting of tsunamis (DART): 264 XXVII Se m a n a d e e s t u d i o s d e l m a r S i s m i c i d a d de l Me d i t e r r á n e o o c c i d e n t a l 265