Publicamos parte del artículo publicado por Pedro Martínez-García , Menchu Comas, Juan I. Soto, Lidia Lonergan , y Silvia Pérez-Hernández, del Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC y Universidad de Granada), Facultad de Ciencias, Granada, España, del Departamento de Geodinámica e Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC y Universidad de Granada), Facultad de Ciencias, Granada, España y del Department of Earth Science and Engineering (Imperial College London), South Kensington Campus, London. United Kingdom.
Versión íntegra publicada en el número 47 de Geogaceta, 2009.
Introducción
Los procesos de inestabilidad gravitatoria condicionan en gran medida la morfología y evolución del fondo marino, siendo de considerable magnitud en los taludes continentales de ámbitos oceánicos. El progresivo desarrollo de técnicas geofísicas y métodos directos para obtener información del fondo marino y su subsuelo somero, ha favorecido el descubrimiento de numerosos deslizamientos submarinos en distintos contextos geológicos y morfológicos (e.g., Casas et al., 2003; Sultan et al., 2007, entre muchos otros).
En el Mediterráneo Occidental, la Cuenca del Mar de Alborán es bien conocida en aspectos que conciernen a su relleno sedimentario, a su estructura y evolución tectónica, y a sus peculiares características geofísicas (e.g., Comas et al., 1992, 1999; Jurado y Comas, 1992; Watts et al., 1993; Torné et al., 2000). Sin embargo, el origen, procesos y productos de posibles deslizamientos relacionados con los relieves de la Cuenca, han sido objeto de escasa atención específica (e.g., Bárcenas et al., 2004; Ballesteros et al., 2008).
La denominada Cresta de Alborán es el rasgo fisiográfico más sobresaliente del fondo del Mar de Alborán, destacando entre los numerosos relieves y las depresiones o surcos que la jalonan (Fig. 1a). Esta «cordillera submarina», con una morfología marcadamente lineal de dirección SONE, destaca como una de las estructuras mayores dentro del Arco de Gibraltar (Fig. 1). La Cresta de Alborán delimita las tres cuencas principales conocidas en el Mar de Alborán (Cuencas Oeste, COA; Cuenca Este, CEA y Cuenca Sur, CSA) (Fig. 1). Este alto batimétrico tiene unos 130 km de longitud y una elevación máxima de 1850 m sobre el fondo marino. Sus flancos presentan diferencias batimétricas de hasta 700 m y laderas localmente abruptas (pendiente máxima ~30º). Hacia el E, la Cresta pierde altura y su dirección gira a E-O uniéndose con el Escarpe de Yusuf, el otro rasgo fisiográfico de mayor envergadura en Alborán (Fig.1).
En este trabajo presentamos y analizamos algunos casos de procesos de inestabilidad sedimentaria y depósitos relacionados (Mass Transport Deposits, MTD) reconocidos en el entorno de la Cresta de Alborán. El trabajo se fundamenta en el análisis de datos batimétricos y sísmicos de alta resolución, describe y cartografía esas estructuras y tiene el propósito de determinar los mecanismos y factores de control que han dado lugar a los deslizamientos submarinos.
Contexto geológico
El Mar de Alborán corresponde a la cuenca marginal de retroarco del Sistema del Arco Gibraltar (SAG). Este orógeno, que incluye además a las cadenas alpinas Béticas y Rif y al prisma acreción de Gibraltar en el Atlántico (Fig. 1), ha evolucionado conjuntamente desde el Neógeno (30 Ma) bajo un régimen cinemático regido por la convergencia N-S de las placas Euroasiática y Africana. Diversos trabajos establecen que la Cuenca de Alborán se generó a partir del Mioceno inferior por adelgazamiento litosférico y extensión cortical (e.g., Platt and Vissers, 1989; Comas et al., 1992, 1999; García-Dueñas et al., 1992), y que su evolución estructural conlleva fases extensionales (23-9 Ma) seguidas de etapas de tectónica contractiva transcurrente (9-0 Ma) (e.g., Comas et al., 1992, 1999; Woodside y Maldonado, 1992; Watts et al., 1993; Chalouan et al., 1997; Alvarez-Marrón, 1999; Gràcia et al., 2006; Mauffret, et al., 2007). La reestructuración post-Messiniense ha condicionado la fisiografía del fondo marino del Mar de Alborán así como su línea de costas.
La sismicidad registrada en el SAG demuestra que los procesos tectónicos son activos en la región. La deformación actual se encuentra principalmente con-trolada por dos sistemas de fallas de dirección NE-SO a NNE-SSO (zona de falla de la Cresta de Alborán) y conjugadas NO-SE (zona de falla de Yusuf). Ambos
sistemas presentan una importante componente de salto en dirección, de carácter izquierdo y transpresivo para las NE-SO, y dextro y transtensivo para las NO-SE (vse. revisión en Fernández-Ibáñez et al., 2007).
El registro sedimentario del Plioceno y Cuaternario en el Mar de Alborán, está determinado a partir de las perforaciones del ODP Leg 161 (Comas et al., 1999). Los depósitos del Cuaternario y Holoceno recuperados en los ODP Sites 976, 977 y 979, muestran que esas secuencias contienen comúnmente abundantes intervalos turbidíticos y facies arcillosas redepositadas. Particularmente en el Site 979, situado en el flanco meridional de la Cresta de Alborán, la secuencia del Cuaternario/ Holoceno presenta diversos hiatos y niveles contorsionados (de slumping) atribuidos a episodios de inestabilidad sin-sedimentaria causados por el levantamiento coetáneo de la Cresta (Alonso et al., 1999).
Datos y Metodología
Este trabajo se basa en el estudio e interpretación de mapas batimétricos y de perfiles de alta resolución. Los datos utilizados proceden de las campañas de geología y geofísica ALBA (1992), TECALB (2000), y MARSIBAL I-06 (2006), realizadas en el Mar de Alborán a bordo del B.I.O. Hespérides. Los datos batimétricos fueron adquiridos mediante la ecosonda multihaz SIM-RAD EM12S-120. Además se han utilizado datos complementarios, procedentes de MediMap Group (2008), para elaborar los mosaicos. El análisis morfológico ha sido completado con mapas de pendientes (Figs. 2B, D, F).
Los deslizamientos identificados en batimetría han sido analizados además sobre perfiles de sísmica multicanal y perfiles acústicos de alta resolución (TOPAS: Topographic Parametric Sonar, penetración máxima de 170-180 m) para conocer la estructura interna de las masas deslizadas.
Evidencias de deslizamientos masivos
En el entorno de la Cresta de Alborán se han reconocido numerosos deslizamientos en masa de sedimentos, a profundidades variables entre los -640 y -1810 m. Las cabeceras de los deslizamientos son escarpes (scars) con 10-25º de pendiente, con geometrías cóncavas hacia la base del talud y depresiones en el frente. Los depósitos correspondientes a estos deslizamientos (Mass Transport Deposits – MTD) forman lóbulos de techo abovedado y delimitados por cambios de pendiente a su base. Los deslizamientos presentados en este trabajo se localizan en los taludes de la Cresta de Alborán y también en el Escarpe de Yusuf (Fig. 1B).
Talud Sur de la Cresta de Alborán
Aquí se ha identificado la cabecera de un deslizamiento localizado entre 35º 35º36’N-35º39’N y 3º34’W-3º28’W, que cubre un área mínima de 19 km2 y se extiende desde los -640 a -1000 m. Las figuras 2c y 2d muestran el scar como una cicatriz nítida cóncava hacia el SE con trazado festoneado en detalle y se encuentra en el frente de un escarpe lineal de orientación SO-NE y pendiente variable entre 10º y 25º (Fig. 2D). La imagen TOPAS de la Figura 3a evidencia la existencia de más deslizamientos recientes a lo largo de la Cresta. Las facies acústicas transparentes que presentan las masas deslizadas son interpretadas como depósitos caóticos.
Talud Norte de la Cresta de Alborán
Se ha identificado un amplio sector afectado por procesos de inestabilidad sin-sedimentaria, y los deslizamientos resultantes se localizan entre 35º52’N- 36º0’N y 3º27’W-3º7’W, ubicándose entre los -880 y -1650 m. Este área abarca unos 230 km2 y se caracteriza por un relieve escalonado, con escarpes estrechos y desnivel de cientos de metros, separados por rellanos. La cicatriz principal tiene una traza festoneada y se instala en cotas altas de la Cresta (Fig. 2A, B). En el perfil sísmico de la figura 4 se identifican claramente la arquitectura y facies sísmicas (caóticas y semitransparentes) de tres deslizamientos recientes con despegues gravitacionales en sus bases. Los MTD que localmente conforman depósitos yuxtapuestos, progresan como máximo unos 20 km hacia el N (Fig. 2B). Se observan además numerosas fallas de alto ángulo que deforman las secuencias sedimentarias del Plio-Cuaternario; algunas de estas fallas condicionan incluso la morfología del fondo marino, indicando que son actualmente activas.
Escarpe de Yusuf
Existen varias cabeceras de deslizamientos de pequeñas dimensiones marcados por cicatrices de curvatura variable. Scars y MTD que ocupan el área comprendida entre 35º53’N-36º0’N y 2º.30’W-2º17’W, y se extienden desde - 900 a -1810 m (Figs. 2E, F). Los depósitos consistentes en lóbulos superpuestos de facies semitransparentes (Fig. 3B) son interpretados como MTD. El volumen total de los deslizamientos reconocidos en Yusuf se estima en torno a 1,4 km3, considerando un área mínima de 70 km2 (calculada sobre el mosaico batimétrico, Fig. 2F) y un espesor promedio de los cuerpos deslizados de 20 m (cálculo sobre perfil TOPAS, Fig. 3B).
Discusión y Conclusiones:
Deslizamientos y Tectónica activa.
Los datos analizados sobre los taludesde la Cresta de Alborán y el Escarpe de Yusuf muestran deslizamientos submarinos con depósitos transportados masivamente (MTD). Los depósitos gravitacionales de flujos densos resultan de un transporte a favor de la máxima pendiente en los taludes, perpendicular a la cicatriz de los deslizamientos y a sus frentes lobulados (Fig. 2). Con esto, cabe afirmar que las sucesiones de
deslizamientos visibles en ambos flancos de la Cresta de Alborán y en el Escarpe de Yusuf han inducido al desmantelamiento y remodelado de esos taludes por procesos concomitantes de despegues gravitatorios, transporte y acumulación masiva de depósitos alóctonos sobre el fondo marino.
El perfil sísmico de multicanal de la figura 4, correspondiente al flanco septentrional de la Cresta de Alborán (Fig. 1), demuestra que los casos de deslizamientos y MTD considerados en este trabajo están generados por procesos de inestabilidad causados por una tectónica activa coetánea. La superposición de las masas deslizadas sugiere una recurrencia de episodios de inestabilidad sedimentaria en la región. El hecho de que el deslizamiento 2 aparezca plegado y deformado por las fallas, demuestra una tectónica activa posterior a su
emplazamiento.
Los deslizamientos estudiados están constituidos por distintos lóbulos superpuestos, y en ocasiones separados por niveles hemipelágicos. Este hecho indica que el acúmulo de MTD sobre los taludes es recurrente en el tiempo y espacio, y denota episodios de acumulación rápida (depósitos caóticos) que alternan con periodos de sedimentación hemipelágica en épocas actuales o muy recientes. La localización de estos deslizamientos en ámbitos de probada actividad sísmica actual (e.g., Fernández-Ibáñez et al., 2007 y referencias incluidas), sugiere que probablemente fueron activados por terremotos. En este sentido, los deslizamientos reconocidos en la Cresta de Alborán y el Escarpe de Yusuf pueden estar condicionados por movimientos de fallas sismogénicas activas o recientes. No obstante, para determinar la influencia de otros factores de control en los deslizamientos masivos en esta región (i.e., cambios eustáticos o sobrecarga sedimentaria) sería necesario un estudio de testigos de sedimentos de los deslizamientos de los que por ahora no disponemos.
Finalmente cabe señalar que los procesos actuales de inestabilidad sedimentaria probados en el Mar de Alborán suponen un potencial riesgo geológico de interés por tanto para estudios futuros, dirigidos a cuantificar adecuadamente los volúmenes de los deslizamientos y determinar el riesgo tsunamigénico de esta región.
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