MARCO TECTÓNICO
La tectónica de esta región viene determinada por su localización sobre el límite de las placas euroasiática y africana y su interacción con el arco orogénico de Gibraltar. La colisión oblicua entre estas dos placas fue especialmente activa durante la orogenia Alpina, proceso tectónico a gran escala que estuvo vigente al final del Mesozoico y gran parte del Cenozoico, que dio lugar al levantamiento de la cordillera Bética y el Rif. En la actualidad, la colisión entre las placas sigue activa y en esta zona presenta una dirección ONO-ESE con una tasa de movimiento cercana a 5 mm/año. Como consecuencia, el campo de esfuerzos dominante en la región es compresivo con componente de desgarre, de tal manera que el golfo de Cádiz y su extensión hasta el banco de Gorringe acomoda la convergencia oblicua entre las dos placas continentales.
Al oeste de esta región, el límite entre las placas africana y euroasiática está bien definido por la fractura de Azores (falla transformante), la cual llega a alcanzar la parte occidental de la cordillera de Gorringe. Sin embargo, este límite se difumina y no muestra una zona de fractura única al este de esta cordillera submarina. Como resultado, el complejo régimen de esfuerzos en la zona se acomoda a través de una serie de fallas inversas y transformantes distribuidas en una extensa área que conforma el límite de las placas en esta región.
Dentro de las fallas activas identificadas en la zona destacan las fallas de cabalgamiento o inversas de Marqués de Pombal (FMP), San Vicente (FSVC), Gorringe (FGB, en debate), Herradura (FH), Coral Patch Norte y Sur (FCPN, FCPS) y del Sena (FS) orientadas en dirección NE-SO y con buzamiento hacia el SE. Más próximas a la costa y formando un arco, se encuentran las fallas del Banco de Portimao (FPB) y del Guadalquivir (FGUB) también de cabalgamiento y buzamiento opuesto (ambas en debate). En la región central del golfo de Cádiz, atravesando el prisma de acreción, destaca el sistema de fallas paralelas de desgarre dextrales conocidas como lineamiento Norte y Sur (FLN, FLS) orientadas en dirección ONO-ESE. Otro complejo de fallas activas destacable es el que se extiende a lo largo de la costa sur de Portugal y que lo conforman fallas con diferentes orientaciones, entre las que cabe mencionar las fallas de desgarre sinestral-inversas de Aljezur-S. Teotónio (FAST) y Carvacai (FC).
Aunque más difíciles de cartografiar, la presencia de fallas normales y lístricas es muy abundante dentro del prisma de acreción, estando algunas de ellas activas.
DESCRIPCIÓN REGIONAL Y CONTEXTO GEOLÓGICO
Esta zona incluye el golfo de Cádiz y su prolongación hacia el oeste a lo largo del límite entre las placas tectónicas europea y africana hasta la cordillera de Gorringe. El golfo de Cádiz es una cuenca marina que incluye el entrante del océano Atlántico que baña la costa SO de la península ibérica, desde el cabo de San Vicente hasta el estrecho de Gibraltar, y la costa NO de Marruecos.
Se trata de una extensa región que evoluciona desde la zona somera de plataforma continental a lo largo de la costa, hasta la zona abisal en la región occidental donde se superan los 4500 m de profundidad. El talud continental que conecta ambos dominios, oceánico y continental, muestra importantes cañones submarinos cuyos trazados están condicionados por altos del basamento como el del Guadalquivir y Portimao.
La región abisal presenta diversos montes submarinos correspondientes la mayoría a volcanes extintos que no llegaron a emerger. Entre estos relieves destacan la cordillera de Gorringe, con 200 km de longitud y 70 de anchura en dirección NE-SO, y el monte submarino de Coral Patch, con 100 km de longitud y 50 de anchura en dirección ENE-OSO. Estos dos grandes relieves dan lugar a la subdivisión de la región abisal en tres llanuras diferenciadas, de norte a sur, la del Tajo, la de la Herradura y la del Sena.
Desde el punto de vista geológico, se trata de una región compleja formada por diferentes dominios corticales, corteza continental adelgazada de edad paleozoica a lo largo de los márgenes continentales de Iberia y África, corteza oceánica de edad jurásica en la zona centro y suroccidental, y corteza conformada por manto exhumado durante el Cretácico inferior en la zona noroccidental. La zona del golfo de Cádiz se encuentra limitada al norte por el macizo Ibérico y la cuenca del Algarve y en la parte oriental por el arco orogénico de la cordillera bético-rifeña, la más occidental de las cadenas alpinas mediterráneas.
Sobre este heterogéneo y accidentado basamento se deposita de manera discordante una cobertura sedimentaria en la que se distinguen varias unidades de materiales de edad mesozoica a cuaternaria y espesor variable que puede alcanzar varios km de potencia. Dentro de estas unidades, la unidad alóctona o prisma de acreción, que se distribuye con forma de cuña por toda la zona central del golfo, constituye el principal relleno por espesor y distribución. Esta unidad está constituida por un conjunto de láminas imbricadas que avanzan sucesivamente mar adentro y alcanzan de forma progresiva distancias cada vez mayores. Otro rasgo característico en la zona es la presencia de gran cantidad de diapiros arcillosos y salinos, además de volcanes de fango.
SISMICIDAD HISTÓRICA E INSTRUMENTAL
Esta zona se caracteriza por una sismicidad moderada, aunque con la ocurrencia de los terremotos de mayor magnitud de los cuales tenemos constancia en el entorno de la península ibérica, y constituye una de las regiones de mayor riesgo de tsunami en el Atlántico. De hecho, en esta área, hay catalogados tres terremotos que han generado tsunami y afectado a las costas españolas. Además, otros terremotos en esta zona han producido tsunamis que han afectado al menos a las costas portuguesas.
La actividad sísmica de esta región refleja la complejidad de la convergencia entre las placas africana y euroasiática en la zona, sin una alineación clara de los epicentros. De hecho, la mayoría de los terremotos se distribuyen en grupos o ‘clusters’, principalmente en la mitad norte del golfo de Cádiz extendiéndose hasta la parte occidental de la cordillera de Gorringe. Esta sismicidad parece estar generada en el manto litosférico más que en la corteza, con hipocentros localizados principalmente entre 30-40 km de profundidad, y observándose terremotos a profundidades que en algunos casos alcanzan los 50-60 km, aunque sin marcar claramente una zona de subducción. Esto podría explicarse por un comportamiento frágil de la litosfera oceánica vieja y fría hasta el manto superior. Aunque no hay un conocimiento claro de la relación entre esta sismicidad y las fallas activas cartografiadas en la zona, la mayoría de los mecanismos focales disponibles son de tipo inverso y de desgarre con una compresión horizontal máxima en dirección NO-SE.
Históricamente, el terremoto más importante registrado es el terremoto de 1755, también conocido como terremoto de Lisboa. Localizado al suroeste del cabo de San Vicente, se estima de una magnitud 8,5 y que fue sentido con una intensidad máxima de X en el sur de Portugal además de en Europa occidental y norte de África. Este terremoto generó un tsunami con olas que alcanzaron alturas de 10-15 metros en el golfo de Cádiz y en total se estima que causó unas 15.000 víctimas. En el extremo más occidental de esta zona, destaca también el terremoto de 1761, localizado al suroeste del monte submarino Coral Patch, de similar magnitud estimada en torno a 8,5 y que alcanzó una intensidad máxima de IX. Este terremoto llegó a ser sentido también en distintas zonas de Europa y provocó un tsunami que llegó a las costas de Portugal, España, Gran Bretaña e incluso Barbados, aunque con mucha menor severidad que el de 1755. Otros terremotos históricos a resaltar son los ocurridos en 1356 y 1791, localizados al suroeste del cabo de San Vicente, en las proximidades del terremoto de 1755, el primero sentido con intensidad máxima VIII y magnitud estimada en torno a 7,6, y el segundo de intensidad máxima VI y magnitud estimada en torno a 6,2. Por otra parte, en la zona del golfo de Cádiz, destacan los terremotos de 1722, de magnitud estimada 6,0, que devastó varias localidades del sur de Portugal, donde alcanzó intensidad VIII, y causó un tsunami local que inundó zonas someras de Tavira y más al sur el de 1773, con magnitud estimada 6,5 que fue percibido con una intensidad máxima de VII. Frente a las costas portuguesas también destaca un terremoto en 1856 de magnitud estimada 6,2 y sentido con intensidad máxima de VII-VIII.
Ya en la época instrumental, el terremoto más importante de esta zona fue el de 1969 de M7,8, localizado al suroeste del cabo de San Vicente, en la llanura abisal de Herradura, que fue sentido con intensidades VIII-IX y VIII en varias localidades del sur de Portugal y que produjo un pequeño tsunami en las costas de Marruecos, Portugal y España. También cabe mencionar el terremoto de 1941 de M6,7 y, en la zona del golfo de Cádiz, el terremoto de 1964 de M6,6 que fue percibido con intensidad máxima de VII. Más recientemente, destacan dos terremotos ocurridos en 2007 (Mw 6,1) y 2009 (Mw 5,7), ambos sentidos con intensidad máxima de IV y localizados en las proximidades de los terremotos de 1969 y 1755 respectivamente.
