Paleosismicidad y sismotectónica de las cuencas lacustres neógenas del prebético de Albacete

      Los estudios de paleosismicidad aportan información sísmica anterior a las primeras crónicas históricas. Si la calidad del registro geológico es buena, estos datos deberían tener más peso en la determinación del riesgo sísmico final que el que puede deducirse de la sismicidad histórica. También hay que tener en cuenta que, con el estudio de algunas estructuras de paleosismicidad, se pueden detectar terremotos del pasado tanto si han tenido rotura superficial, como si no (en contraposición a los métodos geomorfológicos).

      El área en que se ha aplicado esta metodología se sitúa en el sector suroriental de la Comunidad Autónoma de Castilla-La Mancha, al Sur de la provincia de Albacete. La elección se debe a la existencia en esta zona, durante el Mioceno superior, de una serie de lagos con sedimentación varvada, así como la continuada actividad tectónica del área, y a la escasez de estudios de paleosismicidad en sedimentos lacustres a pesar de la frecuencia de este tipo de sedimentos. Desde el punto de vista geológico, las cuencas lacustres de El Cenajo, Elche de la Sierra-Cobatillas e Híjar, forman parte de un conjunto de cuencas neógenas localizadas en la banda de transferencia Norte del arco estructural Cazorla-Alcaraz-Hellín. Las principales estructuras que condicionan la dinámica del área durante la orogenia alpina son los desgarres diestros que la cruzan en dirección NO-SE. Estos tres desgarres corresponden, de Sur a Norte, a las fallas de Socovos-Calasparra, Liétor y Pozohondo. La Falla de Socovos-Calasparra separa los dominios del Prebético Interno (al Sur) del Prebético Externo (al Norte). Las fallas de Liétor y Socovos-Calasparra diferencian una zona elevada de relieve significativo, donde se formaron las principales cuencas lacustres (Mioceno superior) a favor de fallas normales orientadas E-O. La falla de Pozohondo constituye el límite Noreste de la zona de transferencia del arco.

II. Antecedentes temáticos: evidencias de paleosismicidad en depósitos continentales antiguos y recientes 7
II.1 . METODOLOGÍAS DE ANÁLISIS PALEOSÍSMICO 8
II.1.1. Análisis Geofísico 8
II.1.2. Análisis Geológico 11
II.2. MECANISMOS GENÉTICOS DE ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN DE ORIGEN SÍSMICO (SISMITAS) 18
II.2.1. Clasificación de Owen 18
II.2.2. Licuefacción. Fundamentos teóricos 23
II.2.3. Experimentación en laboratorio sobre licuefacción cíclica 32
II.2.4. Fluidificación. Fundamentos teóricos 43
II.2.5. Experimentación en laboratorio sobre fluidificación 49
II.3. Tipos DE ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN DE ORIGEN SÍSMICO 52
II.3.1. Cráteres de arena por explosión 52
II.3.2. Inyecciones en filón y volcanes de arena 54
II.3.3. Estratificación y laminación en convoluta (convolute stratification-lamination) 59
II.3.4. Estructuras en disco y pilares (dish and pilar structures) 61
II.3.5. Pseudonódulos y estructuras almohadilladas y en bola (ball and pillow) 63
II.3.6. Estructuras de carga en lodos 67
II.3.7. Deslizamientos subacuáticos. Slumps 69
II.3.8. Niveles de mezcla (mixed layers) 73
II.3.9. Diques neptúnicos 75
II.4. ESTUDIOS DE PALEOSISMICIDAD EN SEDIMENTOS LACUSTRES LAMINADOS 78

III. Cuencas continentales lacustres de edad Mioceno superior en el área Prebética. Situación geográfica y contexto geológico. Antecedentes 83
III.1 . SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA 83
III.2. ANTECEDENTES 86
III.3. CONTEXTO TECTÓNICO 90
III. 3. 1. Evolución tectónica del área de estudio e interpretación genética de las cuencas lacustres del Prebético Externo de Albacete 94

IV. Análisis estructural. Estudio de la fracturación en materiales del Mioceno superior-Cuaternario 101
IV. 1. MÉTODOS DE ANÁLISIS POBLACIONAL DE FALLAS 102
IV.1.1. Modelo de Deslizamiento 103
IV.1.2. Metodo de los Diedros Rectos 107
IV.1.3. Métodos basados en la ecuación de Bott 108
IV.1.3.1. Método de inversion de esfuerzos 110
IV.1.3.2. Método de Delvaux 111
IV. 2. ANÁLISIS DE LA FRACTURACIÓN 115
IV.2.1. Tensores y campos de esfuerzo 123
IV.2.2. Discusión sobre los campos de esfuerzo recientes 133

V. Análisis de la sismicidad 137
V. 1. SISMICIDAD HISTÓRICA 137
V. 1. 1. Sismicidad histórica en el área de estudio 138
V. 2. SISMICIDAD INSTRUMENTAL 140
V. 2. 1. Parámetros focales 141
V. 2. 2. Selección de los sismos 145
V. 2. 3. Relocalización hipocentral 146
V. 2. 4. Construcción de mecanismos focales 146
V. 2. 5. Análisis poblacional de los mecanismos focales 148
V. 3. ANÁLISIS DE LA SISMICIDAD INSTRUMENTAL EN EL ÁREA DE ESTUDIO 151
V.3.1. Aplicación del Método de Análisis Poblacional Ponderado de los mecanismos focales en el área de estudio 157
V.3.2. Aplicación del Método de Determinación Simultánea del Tensor de Esfuerzos y de los Mecanismos Focales Individuales en el área de estudío 167
V.3.3. Discusión sobre Ios campos de esfuerzo actuales 169

VI. Litoestratigrafa y cronoestratigrafía. Ambientes sedimentarios 179
VI. 1. CUENCA DE CAMARILLAS-LAS MINAS 180
VI. 2. CUENCA DE EL CENAJO 187
VI. 3. CUENCA DE ELCHE DE LA SIERRA-COBATILLAS 189
VI. 4. CUENCA DE HÍJAR 192
VI. 5. ETAPAS DE SEDIMENTACIÓN EN LA CUENCA DE CAMARILLAS-LAS MINAS 195

VII. Descripción e interpretación sismitas en los sistemas neógenos lacustres del Prebético Externo 203
VII. 1. SISMITAS DESARROLLADAS EN LOS SEDIMENTOS LACUSTRES NEÓGENOS DEL PREBÉTICO EXTERNO EN EL ÁREA DE HELLÍN (ALBACETE) 204
VII. 2. SISMITAS DESARROLLADAS EN MEDIOS LACUSTRES SOMEROS 206
VII. 2. 1. Inyecciones de arena en filón 207
VII. 2. 2. Fracturación y licuefacciones en gravas 223
VII. 2. 3. Estructuras en almohadilla 226
VII. 3. SISMITAS DESARROLLADAS EN MEDIOS LACUSTRES PROFUNDOS 233
VII. 3. 1. Loop bedding, boudinage desarrollado en un medio finamente laminado 234
VIL 3. 2. Alteración de la estructura planar de varvas lacustres 242
VII. 3. 3. Pseudonódulos 243
VII. 3. 4. Niveles de mezcla 245
VII. 3. 5. Estructuras de licuefacción en intercalaciones de sedimentos turbidíticos dentro de niveles varvados 248
VII. 3. 6. Deslizamientos subacuáticos (slumps) 252
VII. 3.6.1. Geometría de los pliegues de los slumps 254
VII.3.6.2. Principales directrices de ejes de pliegues de deslizamientos subacuáticos (slumps) 266
VII. 3. 7. Diques neptúnicos y cuñas detríticas 268

VIII. Inferencias deducidas del análisis de sismitas. Integración de resultados tectónicos y paleosísmicos 281
VIII. 1. RELACIONES ENTRE LA TECTÓNICA Y LAS ESTRUCTURAS DE PALEOSISMICIDAD 281
VIII. 1. 1. Magnitudes sísmicas y sus radios de influencia en la génesis de las estructuras debidas a licuefacción 283
VIII. 2. ANÁLISIS DE LA RECURRENCIA DE PALEOTERREMOTOS EN LAS CUENCAS LACUSTRES (MIOCENO SUPERIOR) DEL ÁREA DE HELLÍN (ALBACETE) 286
VIII. 2. 1. Análisis de la recurrencia de paleoterremotos de la Cuenca de Híjar 288
VIII. 2. 2. Análisis de la recurrencia de paleoterremotos de la Cuenca de Elche de la Sierra-Cobatillas 294
VIII. 2. 3. Análisis de la de recurrencia de paleoterremotos de la Cuenca de El Cenajo 297 VIII. 2. 4. Análisis de la recurrencia total de paleoterremotos para las cuencas de Híjar, Elche de la Sierra-Cobatillas y El Cenajo 299
VIII. 2. 5. Facetas triangulares 300
VIII. 3. CONTRASTE ENTRE EL PARÁMETRO «b» DE TERREMOTOS ACTUALES Y PALEOTERREMOTOS (MIOCENO SUPERIOR) 303
VIII. 3. 1. Caracterizaciones previas de la sismicidad en la Cordillera Bética 303
VIII. 3. 2. Relación entre la paleosismicidad y la sismicidad actual a partir del parámetro «b» 308
VIII. 3. 3. Análisis de la subsidencia sísmica en las cuencas estudiadas 311
VIII. 4. RELACIÓN ENTRE LAS ESTRUCTURAS DE PALEOSISMICIDAD EN DEPÓSITOS LACUSTRES Y MAGNITUDES SÍSMICAS ASOCIADAS 315

IX. Conclusiones 319

X. Bibliografía 325

      Los estudios de paleosismicidad llevados a cabo en depósitos de medios lacustres no han tenido, hasta el momento, un desarrollo tan importante como los realizados en medios fluviales. A pesar de esto, los depósitos lacustres presentan importantes ventajas para el estudio de sismitas frente a los depósitos de medios fluviales.

      Del trabajo realizado en las cuencas neógenas lacustres de Prebético de Albacete, y de una amplia revisión bibliográfica de las estructuras interpretadas como sismitas, se deduce que:

      • Dentro de los sistemas lacustres se pueden diferenciar zonas externas o marginales e internas, estas últimas con rangos de profundidad muy variables. En las zonas externas se acumulan sedimentos cuyo comportamiento ante la licuefacción es, en muchos casos, equivalente al de sistemas fluviales, hecho debido fundamentalmente a la mayor granulometr a de los depósitos. En las zonas internas, en particular en sistemas lacustres estables y cuando la lámina de agua aparece estratificada, se depositan sedimentos varvados cuya susceptibilidad a la deformación es alta. El que los sedimentos estén permanentemente situados bajo una lámina de agua disminuye las posibilidades de erosión de cualquier estructura que se genere y favorece los procesos de licuefacción, eventualmente generados por choque sísmico. Por su parte, la escasa o nula oxigenación del fondo del lago, en condiciones de estratificación permanente de la lámina de agua, limita drásticamente el desarrollo de organismos, de ahí que la ausencia de bioturbación contribuya a una buena preservación de los sedimentos.

      • Las diferencias en las características litológicas de los depósitos acumulados en ambientes lacustres marginales frente a los medios profundos suponen una respuesta distinta a la deformación producida por eventos sísmicos acaecidos en la región durante el Mioceno superior. Así, en sedimentos granulares de áreas lacustres marginales sólo quedarían registrados terremotos de magnitud superior a 5 o 5,5, que es el límite aproximado de la licuefacción. Por el contrario, en sedimentos laminados (varvas) de ambientes profundos va a quedar registrada cualquier alteración que se produzca en el medio, debido a la alta susceptibilidad a la deformación de estos sedimentos. Pueden quedar registrados desde movimientos de creep hasta eventos de magnitud muy elevada.

      • Los sedimentos varvados presentan una tasa de sedimentación constante, una varva un año, lo que permite la datación relativa de las sismitas para obtener periodos de recurrencia sin necesidad de realizar dataciones absolutas de cada estructura.

      Aplicando estas consideraciones a depósitos de sistemas lacustres desarrollados durante el Mioceno superior del Prebético Externo del área de Heilín (Albacete), se han obtenido las siguientes conclusiones en cuanto a las estructuras de deformación (interpretadas como de origen sísmico) reconocidas en estos sedimentos:

      • Inyecciones de arena en filón: aparecen a lo largo de toda la columna estratigráfica de la Cuenca de Camarillas-Las Minas, asociadas a depósitos marginales. Son estructuras debidas a licuefacción de arenas que intruyen dentro de una capa confinante suprayacente. Presentan dos familias de intrusiones subortogonales condicionadas por el campo de esfuerzos: una principal, de dirección NO-SE, que aparece enraizada en las capas de arenas licuefactadas y que deforma las laminaciones de la capa confinante en el ascenso de las arenas hacia la superficie; la moda secundaria, NE-SO, no está enraizada en los niveles licuefactados, sino que se desarrolla a partir de la moda principal. El flujo de arenas es horizontal y paralelo a una de las componentes principales del campo de esfuerzos (aHMnx N60E), con lo que el flujo lateral es desviado hacia muro y techo. Esta circunstancia hace que la segunda familia de intrusiones aparezca aislada en lentejones verticales dentro de la capa confinante, con evidencias de flujo lateral que deforman las laminaciones de la capa confinante hacia muro y techo. Según diversos autores, las magnitudes sísmicas que pueden generar estas estructuras están en un rango entre 5 y 8.

      • Fracturación y licuefacción en gravas: debido al aumento de la granulometr a de estos sedimentos, su susceptibilidad a la licuefacción es mucho menor. Como consecuencia de esto, su respuesta ante un evento sísmico va a ser la fracturación con desarrollo ocasional de estructuras de licuefacción. Según ensayos de laboratorio llevados a cabo por Obermeier et al. (1993), se necesitan magnitudes mínimas de 7,5 para que se generen estas estructuras. Dentro de la zona de estudio se han localizado en las últimas fases de relleno de la Cuenca de Híjar. La fracturación que aparece es de carácter normal y está orientada N-S y E-O, según las fallas normales que limitan la cuenca. Las estructuras debidas a licuefacción en gravas están orientadas esencialmente E-O y aparecen asociadas a fallas normales o independizadas.

      • Estructuras en almohadilla: también se localizan en sedimentos de los márgenes lacustres dentro de la Cuenca de Camarillas-Las Minas. Son estructuras debidas a la licuefacción de sedimentos granulares, no siendo necesaria la presencia de una capa confinante para su génesis. Las laminaciones que presentan los niveles granulares licuefactados actúan como discontinuidades lo suficientemente importantes como para comportarse como capas confinantes. El escape de arenas hacia la superficie genera pliegues en estas laminaciones, con sinclinales abiertos y anticlinales apretados por donde escapan los fluidos hacia la superficie. Estas estructuras aparecen condicionadas por el campo de esfuerzos, orientándose sus ejes según dos direcciones, una principal NO-SE y otra secundaria NE-SO. También se han observado estructuras secundarias asociadas a las estructuras en almohadilla, como son fallas normales y pequeños escapes de fluidos en la base de los sinclinales. Según varios autores, estas estructuras se pueden generar por eventos sísmicos de magnitudes comprendidas entre 5,5 y 8.

      • Loop bedding: es un boudinage desarrollado en un sedimento finamente laminado. Se ha estudiado en niveles varvados de la Cuenca de Híjar. Los ejes de los cuellos de los boudins están orientados N-S y E-O, paralelos a las fallas normales que limitan la cuenca y que generan una estructura en forma de «tableta de chocolate». Se han interpretado como asociados a movimientos de creep de estas fallas, ya que no presentan estructuras de licuefacción y su desarrollo se debe a procesos extensivos continuos en el tiempo. De este modo, se han definido cuatro tipos de loop bedding en relación a estos procesos extensivos continuos y su relación con la litificación progresiva del sedimento, coexistiendo estructuras dúctiles que pasan progresivamente a frágiles, con facturación normal dentro de un mismo nivel laminado.

      • Alteración de la estructura planar de varvas lacustres: son estructuras caracterizadas por la desorganización de la disposición laminar de las varvas lacustres, a pesar de lo cual se puede observar una cierta continuidad de las láminas. Están asociadas a procesos tectónicos extensivos que se reflejan en la microfracturación normal que afecta a estos niveles. Se han observado en los depósitos laminados que constituyen gran parte del relleno de la Cuenca de Híjar. Son consecuencia de movimientos de creep o microsismos lo suficientemente importantes como para alterar la estructura planar de las varvas lacustres, pero no lo suficientemente importantes como para generar estructuras de mayor entidad.

      • Niveles de mezcla: se han observado en sedimentos varvados de las cuencas de Hfjar, El Cenajo y Elche de la Sierra-Cobatillas. Son estructuras de deformación in situ generadas por terremotos, que presentan tres niveles de deformación: un nivel inferior plegado, uno intermedio fracturado y uno superior fluidificado. Se han observado niveles de mezcla en diferentes estadios evolutivos de formación, de lo que se ha deducido que los procesos de deformación comienzan en la superficie con plegamiento que va migrando a niveles inferiores a medida que la deformación aumenta. De este modo, pueden aparecer niveles de mezcla con zona de fluidificación de techo o sin ella. Según Marco y Agnon (1995), la presencia de fluidificación en estas estructuras indica que se han generado por terremotos de magnitud 5,5 o superior. Este dato implica que se pueden registrar niveles de mezcla tanto por debajo del límite a la fluidificación como por encima de éste.

      • Intrusiones de limos en varvas lacustres: se han observado en sedimentos laminados con pasadas turbidíticas dentro de la Cuenca de El Cenajo. Los sedimentos turbidfticos presentan una ordenación interna mucho más caótica que las varvas, por lo que su susceptibilidad a la licuefacción es mucho mayor, actuando las laminitas como capas confinantes. Las intrusiones de limos dentro de los niveles laminados presentan en sección morfologías diapíricas similares a champiñones, con una continuidad lateral importante. Las estructuras aparecen orientadas según el campo de esfuerzos local (paralelas a σ₁) NE-SO. Según varios autores, las magnitudes sísmicas que pueden generar estas estructuras están en un rango entre 5 y 6,5.

      • Pseudonódulos: son estructuras nodulares independizadas dentro de un sedimento margoso. Se generan por el colapso de una capa dentro de un sedimento margoso por desestabilización sísmica. Se han estudiado en la Cuenca de Híjar, dentro de niveles laminados con pasadas turbidíticas. Los pseudonódulos se originan a partir de una capa diatomítica de aproximadamente 1 cm de potencia. Los efectos de gradiente de densidad quedan descartados, puesto que la densidad de la diatomita es inferior a la de la marga. Las morfologías observadas son equiparables a las obtenidas por Kuenen (1958) en ensayos de simulación sísmica, otorgándoles una magnitud mínima de 6,5 para su génesis.

      • Deslizamientos subacuáticos o slumps: no son estructuras que se puedan interpretar, en sí mismas, como sismitas. Su interpretación como estructuras de deformación inducidas por terremotos o como deformaciones debidas a otros procesos exige un buen control de las condiciones existentes en la cuenca en el momento en el que se produjeron. La abundancia de slumps en las cuencas neógenas del Prebético sugiere una fuerte inestabilidad tectónica de las mismas durante su relleno. La aparición de un nivel de capas deslizadas, cuya potencia llega a superar localmente los 50 m, y que es correlacionable en diferentes cuencas, apunta a la existencia de eventos sísmicos importantes a nivel regional, espaciados en el tiempo. Bajo esta óptica, interpretamos que el evento sísmico desencadenante de la desestabilización de capas a gran escala debió de ser de una magnitud próxima a 8, mayor que la deducida para la licuefacción de gravas (M > 7,5).

      • Diques neptúnicos y cuñas detríticas: principalmente presentan morfologías en cuña y en cubeta, simétricas o asimétricas, en función de si se desarrollan en materiales con o sin contraste de competencia de capas. El relleno de los diques, caótico en las zonas centrales u organizado en los bordes, puede estar formado por fragmentos de capas de origen lacustre o por sedimentos cuaternarios continentales. Su génesis está asociada a procesos de extensión. Cuando aparecen relacionadas a estructuras debidas a licuefacción, se han interpretado como de origen sísmico y cuando están ligadas a estructuras de deformación dúctil (boudinage) deben estar generadas como consecuencia de movimientos de creep (microsismicidad).

      Los intervalos de recurrencia de paleoterremotos calculadas para las cuencas de Híjar (119 años (±33) y 250 años (±150) con movimientos de creep), El Cenajo (106 años, ±82) y Elche de la Sierra-Cobatillas (102 años, ±65), se han deducido a partir de la datación relativa de niveles de mezcla en sedimentos varvados. La recurrencia media deducida para todas las cuencas es de 128 años (±98), con una magnitud media estimada de 5,1. Los sedimentos analizados representan un total de 9.446 años de registro, con 73 eventos datados de magnitudes estimadas comprendidas entre 3,7 y 6,0.

      Se ha observado que la aparición de movimientos de creep, deducidos por la aparición de boudinage desarrollado en un medio finamente laminado (loop bedding), alarga la ocurrencia de terremotos. Este es el caso de la Cuenca de Híjar, en la que la recurrencia, para los niveles más altos de la misma, se alarga hasta los 250 años, con respecto de los 119 años de niveles inferiores en los que no se detectan movimientos de creep.

      Tanto los datos de paleosismicidad como de sismicidad actual cumplen la ley de Gutenberg-Richter, ofreciendo ambos valores en la pendiente de la recta de ajuste número de eventos-magnitud (b) en torno a 0,86. Es de resaltar que este valor es próximo al que obtienen otros autores en la caracterización sísmica de las Cordilleras Béticas en la actualidad. Esto indica que las condiciones de la sismicidad no han debido cambiar sustancialmente desde el Mioceno superior hasta la actualidad.

      Mediante el análisis poblacional de fallas, en materiales con edades comprendidas entre el Mioceno superior-Cuaternario, se han obtenido dos campos de esfuerzos subortogonales, con dos direcciones de extensión compatibles. Estos dos campos de esfuerzo tienen las siguientes direcciones medias de σ_HMAX: N143E y N059E. La dirección N143E es la responsable de la estructuración del área, compatible con el emplazamiento del Arco de Cabalgamientos de Cazorla-Alcaraz-Hellín y con las trayectorias de esfuerzos deducidas por diferentes autores, para el sureste de la Península Ibérica durante el mismo periodo. El segundo campo, de dirección N059E, está asociado a las fallas normaldireccionales (de dirección E-O), con una dirección de extensión ortogonal responsable de la génesis las cuencas lacustres. Las fallas inversas que marcan esta segunda dirección de compresión se localizan en afloramientos aislados (no llegan a alcanzar escala cartográfica) en el interior de las cuencas lacustres y están asociadas a fenómenos locales de escape tectónico.

      La actividad sísmica actual en la zona está representada por terremotos de magnitud baja (entre 3 y 4). Después de realizar un análisis de la sismicidad instrumental, se llega a la diferenciación de dos campos de esfuerzo subparalelos a los obtenidos con el análisis poblacional de fallas:

      A) Campo 1. Definido esencialmente por fallas inversas (11 mecanismos focales inversos y 3 normales), que marcan una dirección de σ_HMAX N158E, con profundidades hipocentrales que oscilan entre los 4 y 22 km.

      B) Campo 2. Predominio de fallas normales (9 mecanismos focales) sobre inversas (5 mecanismos focales), que definen una dirección de σ_HMAX N062E. Esta subpoblación ofrece sismos, en general, con hipocentros más superficiales (entre 2 y 15 km).

      La hipótesis que mejor se ajusta a este área, y que explica ambos campos de esfuerzos simultáneos, es la flexura cortical E-O, propuesta por Van der Beek y Cloeting (1992), que produce una elevación generalizada de la zona, generándose fallas normales por encima de la superficie neutra y fallas inversas en profundidad. La componente de extensión es triaxial (R = 0,21) con una extensión máxima perpendicular a la cadena. Cabe destacar la aparición de zonas con compresión triaxial (R = 0,64) que, de forma puntual, disponen N-S las direcciones de máximo acortamiento.

      Todas las premisas desarrolladas anteriormente no son suficientes para afirmar que se pueda mantener la recurrencia de terremotos del Mioceno superior en la actualidad, pero sí que, al menos, parte de las condiciones que definen el fenómeno sísmico se mantienen.