Dice el refrán que solo nos acordamos de Santa Bárbara cuando truena. Eso pasa con las Ciencias de la Tierra y los terremotos, que solo acudimos a ellas cuando la Tierra nos sacude con injusto encono aunque no llegue a crear lágrimas negras. La sucesión de terremotos que está sufriendo la Vega de Granada en los últimos días ha alarmado a la población del área metropolitana y preocupado a la de toda España. Y, a la vez, ha puesto en evidencia el desconocimiento que tiene tanto la ciudadanía, como los medios de comunicación y el mundo político de la naturaleza del problema y del notable riesgo sísmico en el que se encuentra Andalucía.

Jesús Galindo, catedrático de Geodinámica Interna y subdirector del Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC-Universidad de Granada).

Hablamos con Jesús Galindo, catedrático de Geodinámica Interna y subdirector del Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC-Universidad de Granada). Jesús es Investigador Principal y coordinador de un grupo de investigación interdisciplinar dedicado al estudio de tectónica activa y riesgos geológicos en España. Todo un experto internacional de prestigio bien reconocido.

Ha comentado en la prensa que la causa principal de los terremotos de estos días es la aproximación continua de 4 a 5 milímetros al año entre las placas eurasiática y africana. ¿Cómo es la frontera entre esas dos placas y por dónde pasa? ¿es una frontera nítida o es algo difusa y compleja? 

En el Mediterráneo occidental la placa africana (más estrictamente la placa Nubia) se desplaza hacia el noroeste respecto a la placa euroasiática y produce la formación de las cordilleras Bética en Andalucía y del Rif en Marruecos. Además, una singularidad de esta zona es el movimiento entre ambas placas hacia el Oeste del Arco de Gibraltar que circunda el Mar de Alborán. Toda la zona de deformación entre placas abarca una banda de más de 300 km de anchura entre el Macizo Ibérico (perteneciente a la placa Euroasiática) y la Meseta Marroquí (perteneciente a la placa de Nubia) donde se acomoda la colisión y por ello no hay un límite de placas neto. En todo caso hay zonas donde se acumula más la sismicidad que han sido propuestas como límite de placas, aunque no hay un acuerdo completo entre los investigadores.

Límite de placas entre Eurasia y Nubia sobre el mapa de sismicidad de la Península Ibérica y zonas adyacentes. El mapa base de sismicidad es del Instituto Geográfico Nacional (www.ign.es)

Sabemos que la velocidad a la que se alejan placas divergentes es de decenas de centímetros al año, y eso es relativamente fácil medirlo. Pero me parece fantástico que se pueda medir con tanta precisión la velocidad a la que se acercan placas convergentes, dice usted que entre 4 y 5 milímetros al año. ¿Cómo lo miden?

Actualmente se tiene gran precisión en las medidas con los datos de satélite, con lo que se conoce como Sistema Global de Navegación por satélite (GNSS por sus siglas en inglés), y es fácil medir con precisión milimétrica e incluso submilimétrica. Las constelaciones de satélites más populares son GPS y Galileo, aunque hay muchas más.

Observación mediante equipo geodésico (GNSS) en red local por satélite para medida de desplazamientos sobre fallas (Colaboración con el grupo del Dr. A.J. Gil, Universidad de Jaén).

Supongo que también será importante medir los cambios en la vertical…

Los cambios en la posición vertical son mucho más difíciles de cuantificar que los cambios en planta, ya que suele haber pocos satélites en la vertical de los puntos de medida y la mayor parte están en la zona baja del horizonte. Por ello las técnicas de que usan el GNSS pierden precisión en la vertical y no suelen superar el centímetro. Por eso se han desarrollado otras técnicas como las de radar interferométrico de apertura sintética (InSar) que nos permiten llegar a determinar elevaciones y hundimientos regionales de unos pocos milímetros y monitorizar su evolución en el tiempo. La tecnología es fundamental para avanzar en nuestro campo.

¿Con esas medidas se puede saber la deformación y por tanto la tensión acumulada? Es decir, ¿se puede predecir la magnitud y la proximidad temporal de un terremoto?

Actualmente tenemos técnicas geológicas y geofísicas, así como la mayor parte de los equipos necesarios, para identificar la posición de las fallas y sus características. Para cuantificar sus movimientos en superficie también disponemos de técnicas geodésicas que nos dan información submilimétrica de los desplazamientos del terreno. Tenemos por lo tanto todo lo necesario para monitorizar las fallas activas. El problema es que no tenemos financiación para contratar el equipo humano necesario. Por ello trabajamos sólo en zonas piloto. Por ejemplo, la Falla de Balanegra, en el Campo de Dalías, la hemos podido monitorizar durante varios años y hemos medido cómo se iba acumulando la deformación. Hemos logrado ver cómo la actividad sísmica en una zona próxima consiguió relajarla, evitando el riesgo sísmico. En un nuevo periodo se sigue acumulando la deformación. Estamos a la espera de que ocurra una serie sísmica asociada a esa falla, que se monitoriza por primera vez y esperamos que los resultados nos permitan avanzar en el campo de la predicción de sismos, válidos al menos para esta falla.

El último terremoto de Chile hace tres años, el que me tocó a mí vivir en Sendai en 2011, o el de Ecuador en 2017 estaban casi anunciados en la literatura científica, se sabía que tenían que ocurrir sí o sí, y pronto. 

Las series sísmicas generalmente ocurren en periodos muy cortos en el tiempo en los que se libera la energía elástica acumulada en las zonas de falla, seguidos por periodos más largos, con escasa sismicidad, en los que las zonas de falla se van deformando progresivamente antes del nuevo episodio. Los movimientos de las placas tectónicas son continuos y por ese proceso las series sísmicas que ocurren en sus límites son discontinuas. En estas zonas estaba previsto un terremoto por la deformación acumulada y después de que ocurrieran estos terremotos estamos en un nuevo periodo de acumulación de la deformación hasta que en el futuro se alcance de nuevo el límite de ruptura y tengamos nuevos terremotos en estas zonas. Lo que sí podemos predecir son las magnitudes máximas esperables, que dependen del tamaño y características de las zonas de falla.

¿La tensión se libera siempre y sólo por las fallas? 

Los esfuerzos que sufre la corteza terrestre se liberan por fallas y también por la formación de pliegues. Los pliegues se forman muy lentamente, de forma imperceptible, pero relajan la tensión y evitan que se generen terremotos. Por ejemplo en la Cordillera Bética el pliegue principal es Sierra Nevada. El comportamiento de las fallas depende del tipo de materiales que afecta. En rocas plásticas, como las arcillas y margas, la deformación producida por el empuje es continua y no produce terremotos. Sin embargo, cuando afecta a rocas cristalinas, compactas y resistentes, como las calizas, dolomías, esquistos granito, etc… se acumulan las deformaciones elásticas producidas por los empujes y es cuando tenemos fallas sismogénicas, las que producen los terremotos.

¿Cuales son las fallas o sistemas de falla más activos en nuestra zona y por qué?

En Granada la zona sísmicamente más activa está asociada a las fallas que separan la Vega de Granada de las montañas que la rodean. Desde hace una decena de millones de años, en la que la zona estaba próxima al nivel del mar, se ha producido la elevación de la Cordillera Bética. La Vega de Granada ha sufrido una menor velocidad de elevación que las montañas que la rodean y por ello se producen estas zonas de falla que continúan activas en la actualidad. Es una zona muy fracturada con numerosas fallas que forman un sistema. Esta situación constituye una ventaja desde el punto de vista de la peligrosidad sísmica ya que cada falla individualmente acumula menos energía que si se tratase de una única falla mayor. Por ello, históricamente, en esta zona no han ocurrido terremotos que superen magnitud 5.

Perspectiva oblicua de la sismicidad en la Vega de Granada (Imagen, A. Madarieta, Universidad de Granada). Los mecanismos focales representado por esas pelotas de playa indican en sección horizontal la orientación de las fallas principales, que NO-SE.

Quiere eso decir que los terremotos con epicentros en la zona de la Vega de Granada no son muy peligrosos…

Efectivamente, pueden ser muchos, algunos de cierta intensidad, pero no revisten la peligrosidad de los terremotos que ocurren en Chile o en Japón. En todo caso, al ser superficiales sí pueden tener localmente intensidades medias. Es decir, que tengan una magnitud no muy alta, pero que se sientan mucho, y ocasionalmente puedan generar daños.

Corte geológico de la sismicidad en la Vega de Granada. Indicando la posición de la falla principal. Los mecanismos focales representado por esas pelotas de playa indican la orientación de las fallas principales, en este caso en sección vertical. Se observa que el de mayor profundidad corresponde a una falla con menor buzamiento (pendiente) y por eso la zona de falla se curva en profundidad.

¿Qué otras fallas merecen citarse?

En el Sur de Granada tenemos la Falla de Zafarraya, con más de 15 km de longitud es una de las fallas mayores, y la que produjo el terremoto de Andalucía 1884 con magnitudes 6.2-6.4. Las zonas de falla de la Vega de Granada se extienden por Padul y Durcal hacia el Mar de Alborán, donde se han registrado terremotos de magnitud superior a 6 (2016), y podrían tener capacidad de formar tsunamis. Hacia el Sur la zona se extiende hasta Alhucemas en Marruecos, que fue afectada por el terremoto catastrófico de 2004, también de magnitud superior a 6. Otra de las zonas con mayor sismicidad se extiende desde el Campo de Dalias hacia Almería y hacia Murcia, donde tuvo lugar el terremoto Lorca (2011).

El terremoto de Lorca fue de intensidad mediana, pero con un hipocentro muy somero y por tanto muy destructivo. ¿Qué determina la profundidad a la que se sitúa el hipocentro de un terremoto?

La mayor parte de la sismicidad superficial suele ocurrir entre 3 y 12 km de profundidad y está determinada habitualmente por las rocas afectadas y por el gradiente geotérmico. En profundidad las fallas comienzan a tener un comportamiento más dúctil, es decir, que admite deformaciones, lo que impide el desarrollo de terremotos. La magnitud depende de la energía liberada y la intensidad corresponde a los efectos que produce en superficie. El terremoto de Lorca ocurrió en una posición excepcionalmente somera (1 km) y a pesar que su magnitud fue moderada (M 5.1), por ello la intensidad fue elevada, es decir, se sintió mucho y provoco daños considerables. Posiblemente el factor de la litología, del tipo de roca de la zona, determinó la escasa profundidad.

Históricamente se han registrado terremotos muy destructivos en la Península Ibérica. ¿A qué sistemas de fallas han estado ligados?

La Península Ibérica, a pesar que se suele considerar dentro de la Placa Euroasiática, es una región inestable con numerosas zonas de deformación en su interior. Además de la Cordillera Bética, que se extiende geológicamente desde Andalucía hacia Levante y Mallorca, también hay deformación activa y sismicidad en el Sistema Central (Sierras de Guadarrama, cerca de Madrid y Toledo), en el Pirineo (Navarra, Cataluña), en Galicia y en Portugal. Esta sismicidad es una consecuencia de la deformación asociada a la colisión tectónica hacia el interior de la placa euroasiática y es mucho menos intensa.

El famoso terremoto llamado de Lisboa de 1755 tuvo su epicentro en la Falla Azores-Gibraltar. Los efectos derivados de esa falla son terribles, ¿no? ¿por qué?

Efectivamente, además de las anteriores, la actividad de la falla de Azores-Gibraltar, aunque no está en la Península Ibérica, afecta enormemente al sur y suroeste de la misma. Es una falla que corre desde las Azores, donde es muy neta, y se va ramificando hacia Gibraltar. Una de las zonas sísmicas más importantes se localiza en el Banco submarino de Gorringe y junto con otras zonas se cree que fueron las responsables del terremoto de Lisboa de 1755, que realmente fue un tsunami de gran intensidad. Este tsunami destruyó Lisboa y afectó además a las costas occidentales andaluzas, barriendo Ayamonte y el litoral onubense. Si se consideran las fallas que se conocen actualmente, las simulaciones no consiguen explicar que un solo terremoto pueda generar un tsunami que barriera de forma simultánea a las dos costas atlánticas, a la portuguesa y a la española. Se debería de invertir en investigación en este tema para localizar los efectos de las fallas en superficie y sus posibles deslizamientos asociados mediante estudios de geología marina. De este modo se podría modelizar la formación de tsunamis mediante la actividad secuencial, casi simultánea de varias estructuras, como si fuera un efecto dominó, que es probablemente lo que ocurrió en los distintos tsunamis que han afectado dramáticamente a estas costas. Esta investigación es muy importante para la cuantificación de los riesgos geológicos en el Golfo de Cádiz, cuya densidad de población en primera línea de playa es muchísimo mayor que en 1755. Hay que tener en cuenta también que estamos hablando de unos tsunamis que tardarían en llegar a estas costas entre 30 y 45 minutos desde que se produce el terremoto. Es evidente que ha de intensificarse la investigación geodinámica y sísmica en Andalucía, a la vez que deberíamos mejorar los sistemas y protocolos de alerta temprana.

Hay mucha literatura científica y no científica sobre ese terremoto, pero es evidente que produjo un tsunami que arrasó Lisboa, la costa portuguesa y la costa atlántica andaluza. Cádiz se salvó porque estaba bien parapetada pero los estragos en los pocos pueblos que existían en la época fueron devastadores. Ahora, con una alta densidad de población en primera línea de playa a lo largo de esa costa deshabitada en el siglo XVIII, los daños serían absolutamente dramáticos. ¿Se está midiendo la deformación submarina en esa zona?

No.

¿Se está haciendo investigación en esa zona?

Se realiza de forma discontinua y en función de la financiación disponible dentro de proyectos generalistas. En nuestro grupo tratamos de focalizar la investigación hacia el campo de los riesgos geológicos.

Si observamos las estadísticas, Andalucía es, de lejos, la comunidad más afectada por los terremotos y sobre todo por sus efectos. Almería se ha destruido varias veces, Arenas del Rey, Berja, la costa de Huelva, Carmona, la Sierra de Yeguas, Albolote, Lorca, Granada… ¿Cuántos grupos de investigación están trabajando en Andalucía en este tema vital para evitar grandes catástrofes en nuestra tierra?

Solo hay dos grandes grupos, ambos con epicentro -nunca mejor dicho- en Granada, uno en el Instituto Andaluz de Geofísica, y otro en el Departamento de Geodinámica de la Universidad de Granada e Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC-UGR) que yo coordino y en el que colaboran grupos de matemáticos, sismólogos, etc…  de las universidades de Málaga, Jaén y Cádiz, del Instituto de Ciencias del Mar (CSIC) y del Instituto Español de Oceanografía.  Por supuesto tenemos colaboraciones internacionales ambos grupos.

Claramente insuficiente, porque lo que se necesita es financiación en medios humanos y materiales para la instalación de redes geodésicas que permitan cuantificar las deformaciones acumuladas en fallas y sirvan como base para la predicción futura de los terremotos. En ciencia, hay que medir, medir y medir. Y medir cada vez mejor, con mayor precisión, con mejor fiabilidad. De eso depende que conozcamos con más detalle nuestras fallas, sus movimientos, su energía acumulada, podamos predecir los riesgos, creemos modernos protocolos de protección y planes de alerta temprana, y que los ciudadanos sepan qué hacer antes de echarse sin más a la calle.

Recomendaciones básicas para protegerse y actuar en caso de terremotos.

Campaña marina asociada al terremoto en Alborán de 2016