Contexto sismotectónico de la serie de terremotos registrados en enero de
2016 al Sur del Mar de Alborán
Durante los últimos días se están produciendo una serie de terremotos de pequeña y
moderada magnitud al sur del Mar del Alborán. Los epicentros se localizan entre la
terminación occidental de la cresta de Alborán y la bahía de Alhucemas. El terremoto de mayor
magnitud registrado durante esta serie sísmica (Mw 6.3) tuvo lugar a las 4:22 de la madrugada
del 25 de enero de 2016 (hora GMT) y fue sentido en Melilla y en buena parte de Andalucía
(IGN, web http://www.ign.es/ign/main/index.do).
El Mar de Alborán constituye una cuenca neógena de gran tamaño situada entre la
Cordillera Bética y la Cordillera Rifeña. Ambas cordilleras, conectadas en el Estrecho de
Gibraltar, se han formado por la actividad de diversas estructuras geológicas que limitan dos
placas tectónicas, las placas Euroasiatica y Africana. Ambas placas se aproximan a unos 5
mm/año en dirección NO‐SE (DeMets et al., 1994) y dicha convergencia produce la
deformación de la corteza terrestre y la generación de sismicidad en una zona amplia que
engloba el sur de España y el norte de Marruecos (Figura 1). Algunos de estos terremotos
coinciden con fallas activas conocidas (Figura 1B).
En el sector del Mar de Alborán donde se está produciendo actualmente la sismicidad
ha sido reconocida una importante zona de fallas activas (Figura 2) (e.g. Pedrera et al., 2011;
Martínez‐García et al., 2013; D´Acremont et al., 2014; Galindo‐Zaldívar et al., 2015). Estas
fallas, identificadas y caracterizadas en diversos estudios mediante el análisis de datos
geofísicos, batimétricos y sismológicos, tienen una orientación preferente NNE‐SSO. Los
bloques situados a ambos lados de la zona de falla se desplazan lateralmente uno respecto al
otro en un movimiento cinemático de salto en dirección sinistro (Figura 2). Las fallas deforman
la corteza y alcanzan sedimentos recientes, del Holoceno, produciendo escarpes en el lecho
marino (e.g. Martínez‐García et al., 2009, 2013). La terminación meridional de la zona de fallas
se prolonga hasta la región de Alhucemas, donde se concentra gran parte de la sismicidad
registrada en la Cordillera Rifeña (Galindo‐Zaldívar et al., 2009; Figuras 1 y 2). Cabe destacar
dos eventos importantes: el terremoto de magnitud 6.4 que tuvo lugar el 24 de febrero de
2004 (Stich et al., 2005) y el terremoto de magnitud 6 acaecido el 26 de mayo de 1994
(Bezzeghoud y Buforn, 1999). El terremoto de Alborán del 25 de enero de 2016, junto con los
terremotos de Alhucemas de 1994 y 2004, constituye uno de los sismos de mayor magnitud
registrados en la región.
Antonio Pedrera, Ana Ruiz‐Constán, Carlos Marín‐Lechado y Roberto Rodriguez‐Fernández
Bezzeghoud, M., Buforn, E., 1999. Source parameters of 1992 Melilla (Spain, Mw=4.8), 1994 Alhoceima (Morocco, Mw=5.8) and 1994 Mascara (Algeria, Mw=5.7) earthquakes and seismotectonic implications. Rev. Bull. Seism. Soc. Am. 89, 359–372.
Biggs, J., et al., 2006. Fault identification for buried strike–slip earthquakes using InSAR; the 1994 and 2004 Al Hoceima, Morocco earthquakes. Geophys. J. Int. 166, 1347–1362.
D´Acremont, et al., 2014; High‐resolution imagery of active faulting offshore Al Hoceima, Northern Morocco E. Tectonophysics
DeMets, C., Gordon, G.G., Argus, D.F., Stein, S., 1990. Current plate motions. Geophys. J. Int. 101, 425–478.
Galindo‐Zaldívar, J. ,et al., 2009. Are the seismological and geological observations of the Al Hoceima (Morocco, Rif) 2004 earthquake (M = 6.3) contradictory? Tectonophysics 475, 59–67.
Galindo‐Zaldívar, J. et al., 2015. Extensional tectonics, graben development and fault terminations in the eastern Rif (Bokoya–Ras Afraou area). Tectonophysics
Koulali, A., et al., 2011. New GPS constraints on active deformation along the Africa–Iberia plate boundary. Earth Planet. Sci. Lett. 308, 211–217
Martínez‐García, P., et al.., 2011. Recent structures in the Alboran ridge and Yusuf fault zones based on swath bathymetry and sub‐bottom profiling: evidence of active tectonics. Geo‐Mar. Lett. 31, 19–36.
Martínez‐García, P. et al., 2013; Strike‐slip tectonics and basin inversion in the Western Mediterranean: the Post‐Messinian evolution of the Alboran Sea. Basin research 25.
Pedrera, A. et al., 2011. Is there an active subduction beneath the Gibraltar orogenic arc? Constraints from Pliocene to present‐day stress field. J. Geodyn. 52, 83–96.
Stich, D., et al., 2005. Source analysis of theMw6.3 2004 Al Hoceima earthquake (Morocco) using regional apparent source time functions.J. Geophys. Res. 110, B06306.
Fig. 1. Límite de placas Eurasia‐África en el Mediterráneo occidental. A) Principales estructuras activas (en negro; Pedrera et al., 2011) sobre las que se han representado los desplazamientos medidos mediante GPS tomando de referencia a África estable (Koulali et al., 2011). Otros contactos principales están representados con líneas de color blanco. B) Principales estructuras activas (Pedrera et al., 2011) representadas junto a la sismicidad (Biggs et al., 2006). La figura incluye los mecanismos focales de los terremotos mayores, ocurridos el 26 de mayo de 1994 y el 24 de febrero de 2004, en la región de Alhucemas.
Fig. 2. Estructuras activas (Martínez‐García et al., 2013; D, Acremont et al., 2014 y Galindo‐Zaldivar, 2015) y sismicidad de la región (IGN, web http://www.ign.es/ign/main/index.do). La figura incluye los mecanismos focales de los terremotos mayores, ocurridos entre el 20 y el 25 de enero de 2016 (IGN, web http://www.ign.es/ign/main/index.do).
N
MeknesMeknes
GranadaGranada
AlmeríaAlmería
MelillaMelilla
MálagaMálaga
Al HoceimaAl Hoceima
CeutaCeutaCeuta
FezFez
ArbaouaArbaoua
YFAR
BF
Iberian Foreland
African Foreland
Cadiz
Guadalquivir Basin
Guadalquivir Basin
Gharb BasinGharb Basin
NF
AIF
JF
Algerian-Balearic Basin
W-Alb.B.
E-Alb.B.
N
Strike-slip fault
Antiform
Reverse fault
Normal fault
G u l f o f C a d i z
Strike-slip fault
Antiform
Reverse fault
Normal fault
0 50 100 200 km
5 mm/yr
T
32˚N
34˚N
36˚N
38˚N
40˚N
32˚N
34˚N
36˚N
38˚N
0 50 100 200 km
Magnitude 1 3 5 7
R i f C o r d i l l e r a
B e t i
c C
o r d i
l l
e r a
940526 M6.0
0 2 440 2 M6.4
-5000 0
5000 m
-5000 0
5000 m
8 W˚ 6 W˚ 4 W˚ 2 W˚ 0 W˚ 2 E˚
A
t l
a
n
t
i
c
O
c
e
a
n
Figura 2
Fig. 1 (Modificada de Galindo-Zaldívar et al., 2015). Límite de placas Eurasia-África en el Mediterráneo occidental. A)Principales estructuras activas (en negro; Pedrera et al., 2011) sobre las que se han representado los desplazamientosmedidos mediante GPS tomando de referencia a África estable (Koulali et al., 2011). Otros contactos principales estánrepresentados con líneas de color blanco. B) Principales estructuras activas (Pedrera et al., 2011) representadas junto a lasismicidad (Biggs et al., 2006). La figura incluye los mecanismos focales de los terremotos mayores, ocurridos el 26 de mayode 1994 y el 24 de febrero de 2004, en la región de Alhucemas.
3°0'0"W
3°0'0"W
3°30'0"W
3°30'0"W
4°0'0"W
4°0'0"W
36°0'0"N 36°0'0"N
35°30'0"N 35°30'0"N
35°0'0"N 35°0'0"N
< 33 - 44 - 5> 5
Sismicidad entre el 21 y el 25 de febrero de 2015 (fuente IGN)
Melilla
Alhucemas
Isla de Alborán
G
G
G
G
GG
G
G
GG
G
G
G
G
G G
G
G
K
K
K
K
K
K
K
G
G
C r e s t ad e
A l b o r á n
C r e s t ad e
A l b o r á n
Terremotos previos (1990-2015)
5 - 5.55.5 - 6.06.0 - 6.2
Fig. 2. Estructuras activas (Martínez-García et al., 2013; D, Acremont et al., 2014 y Galindo-Zaldivar, 2015) ysismicidad de la región (IGN, web http://www.ign.es/ign/main/index.do)..