Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto de Mula (febrero de 1999, Mb: 4,8) mediante la utilización de datos geológicos, sismológicos y de interferometría de RADAR (INSAR). Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 ISSN: 0366-0176 23 Introducción El 2 de Febrero de 1999 se produjo en las cercanías de la localidad de Mula (Murcia) un terremoto de magni- tud Mb: 4,8 que alcanzó una intensidad máxima (MSK) VI-VII (IGN, 1999). A pesar de ser una zona con escasa población y con una concentración de bienes limitada, los daños producidos por el evento se esti- man en 7.000 millones de pesetas (García Barona, 2001). La cercanía de poblaciones importantes a la zona epicentral de este terremoto, como es la ciudad de Murcia, otorga un interés especial al estudio de la falla responsable de este terremoto. El sureste de la Cordillera Bética (Fig. 1) es una zona de actividad sísmica moderada, caracterizada por terremotos de magnitud igual o inferior a 5,0. Sin embargo, tanto en el registro de la sismicidad históri- ca (Mezcua y Martínez Solares, 1983), como en el Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto de Mula (febrero de 1999, Mb: 4,8) mediante la utilización de datos geológicos, sismológicos y de interferometría de RADAR (INSAR) J. J. Martínez-Díaz1, A. Rigo2, L. Louis2, R. Capote1, J. L. Hernández-Enrile1, E. Carreño3 y M. Tsige1 (1) Departamento de Geodinámica, Fac. de CC. Geológicas, Universidad Complutense de Madrid, 28040 Madrid. E-mail: jmdiaz@geo.ucm.es (2) Centre National de la Recherche Scientifique, France. Observatoire Midi-pyrénées Toulouse. 14, Av. Edouard Belin-F 31400 Toulouse. E-mail: Alexis.Rigo@cnes.fr (3) Instituto Geográfico Nacional, General Ibáñez de Ibero, 3. 28003 Madrid. E-mail: emilio@ign.es RESUMEN La secuencia sísmica de Mula (Murcia) iniciada el 2 de Febrero de 1999 con un terremoto máximo de Mb: 4,8 alcanzó una intensidad MSK máxima de VI-VII causando numerosos daños materiales. Los datos sismológicos existentes hasta la fecha, y concretamente la profundi- dad hipocentral y los mecanismos focales difieren de forma significativa en función del método de cálculo usado. En este trabajo se ha utilizado una técnica novedosa como es la interferometría de RADAR (INSAR) con el fin de identificar posibles deformaciones superficia- les asociadas el terremoto que ayuden a identificar la fuente sismogenética. La combinación de los resultados obtenidos con esta técni- ca unidos a los datos geológicos de superficie apunta, como fuente más probable, a la reactivación de la falla de Crevillente con una com- ponente de desgarre importante y con un epicentro somero (profundidad inferior a 10 km). Palabras clave: Cordillera Bética, deformación cosísmica, falla de Crevillente, interferometría de RADAR (INSAR), Mula, tectónica activa Seismotectonic and geologic characterization of the february 1999 Mb: 4,8 Mula earthquake using geological data, seismological data and RADAR interferometry (INSAR) ABSTRACT The 1999 Mula (Murcia) seismic sequence started in February 2nd with a Mb: 4.8 mainshock, that reached a MSK intensity VI-VII. This earthquake produced significant economic losses in the region. The seismological data available to date give different focal mechanisms and different focal depths depending on the applied method. In this work we used a modern technique as RADAR interferometry (INSAR) with the aim to identify coseismic surface displacements linked with the Mula earthquake. The correlation of the results from RADAR inter- ferometry with geological data support a reactivation of the Crevillente fault, with a high strike-slip component and a shallow hipocenter (less than 10 km), as the more likely seismic source. Key words: active tectonics, Betic Cordillera, Coseismic deformation, Crevillente fault, Mula, RADAR interferometry (INSAR) Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 24 registro paleosísmico (Martínez-Díaz et al., 2001) se identifican eventos sísmicos de magnitudes superio- res a 6,0 que en el caso de los históricos han ocasio- nado numerosas víctimas y daños materiales impor- tantes. La baja magnitud de los eventos registrados instrumentalmente da lugar a que los datos sismoló- gicos disponibles para caracterizar las fuentes sean escasos y a veces imprecisos y de difícil interpreta- ción. Ello hace necesaria, a la hora de identificar las fallas sismogenéticas, la combinación de distintos tipos de observaciones sismotectónicas (tanto geoló- gicas como geofísicas). En este trabajo se realiza una correlación de entre, la secuencia sísmica de Mula de 1999 y algunas fallas, mediante la utilización de datos geológico-estructura- les de superficie, sismológicos y con el apoyo de una técnica novedosa como es la interferometría diferen- cial por RADAR (INSAR). La interferometría diferencial por RADAR (INSAR) es una técnica aplicada a la observación y cuantifica- ción de deformaciones ocurridas en la superficie terrestre, mediante la utilización y comparación de imágenes de radar de apertura sintética (SAR), toma- das con un cierto intervalo temporal. En la década de los 90, la existencia de aparatos de RADAR a bordo de varios satélites, especialmente los satélites europeos ERS-1 y 2 y el japonés J-ERS-1 ha propiciado la reali- zación de numerosos estudios en los que se identifi- can y cuantifican importantes deformaciones superfi- ciales causadas por terremotos (ver Massonnet y Feigl (1998) para una revisión del método). Esta téc- nica ha permitido cuantificar principalmente la defor- mación superficial producida por grandes terremo- tos. Sin embargo, la gran precisión del método también ha permitido identificar deformaciones cau- sadas por terremotos de magnitudes moderadas como por ejemplo fue el caso de una de las réplicas de magnitud 5.0 del terremoto de Landers (California, USA) en 1994 (Massonnet et al., 1994a). En el entorno de la Península Ibérica esta metodología también ha sido utilizada para investigar las fuentes generadoras de eventos de magnitud moderada como el terremo- to de los Pirineos de 1996 (Ms 5.2) (Rigo y Massonnet, 1999). La técnica de la interferometría diferencial aplica- da al estudio de deformaciones cosísmicas consiste fundamentalmente en la comparación de la informa- ción de fase de dos imágenes SAR tomadas antes y después del evento sobre la zona afectada. La dife- rencia resultante de fases origina un nuevo tipo de imagen llamada interferograma. En los casos en los que exista deformación el interferograma registra un modelo de interferencia compuesto de franjas (frin- ges) que contienen toda la información sobre la geo- metría relativa entre las dos imágenes (ver Gens y Van Genderen, 1996). Cada franja, que corresponde con un ciclo de fase) equivale a un cambio de distan- cia suelo-satélite de 28 mm. Se trata de una deforma- ción escalar y no vectorial como la obtenida con sistemas GPS. Para la construcción de los interfero- gramas se utiliza un modelo digital de terreno, que puede ser de 100 m o inferior, de cuya calidad depen- de la resolución del interferograma. Otra medida de la validez del interferograma, ade- más de la resolución, es su precisión, que depende de la longitud de onda de la radiación electromagnética emitida por el RADAR. En el caso del ERS 2 ésta es de 56 mm y, por tanto, la precisión llega a ser de 28 mm (la mitad de la longitud de onda). En la precisión tam- bién influyen los errores procedentes de los efectos de la topografía y de las anomalías meteorológicas. La resolución y la precisión le otorgan un gran valor a esta técnica, aunque también contribuyen a sus limitaciones, ya que los errores son a veces difíciles de definir y, por tanto, de corregir. Fig. 1. Mapa geológico del sector oriental de la Cordillera Bética en el que se sitúa la zona estudiada. FC: falla de Carboneras. FCR: Falla de Crevillente. FBS: Falla del Bajo-Segura. ZFCA: Zona de Falla del Corredor de las Alpujarras. FS: Falla de Socovos. MI: Macizo Ibérico. NF, A, M: Complejos Nevadofilábride, Alpujárride y Maláguide de las Zonas Internas. S y P: unidades Subbética y Prebética de las Zonas Externas. V: Rocas volcánicas neógenas. N: Cuencas neógenas y pliocuaternarias Fig. 1. Geological map of the eastern Betic Cordillera. The square points out the situation of the study area. FC: Carboneras fault. FCR: Crevillente fault. FBS: Bajo Segura fault. ZFCA: Alpujarras fault zone. FS: Socovos fault. MI: Iberian massif. NF, A, M: Nevadofilábride, Alpujárride and Malaguide complexes of the Internal Zones. S and P: Subbetic and Prebetic units of the External Zones. V: Neogene volcanic rocks. N: Neogene and Plioquaternary basins Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 25 Otro parámetro importante en la interferometría diferencial es la coherencia entre las imágenes com- paradas. Ésta depende sobre todo de los cambios del suelo entre una y otra y, sobre todo, de los cambios de vegetación y humedad. Por ello las zonas más aptas para estos estudios son las zonas áridas con poca vegetación. La gran precisión de esta técnica, la hace capaz de detectar desplazamientos en la dirección suelo-satéli- te de orden centimétrico que, de otro modo, pueden pasar desapercibidas. Por tanto, es potencialmente aplicable al estudio de las deformaciones producidas por terremotos de magnitudes moderadas en torno a 5.0. La serie sísmica de Mula se inició con un evento principal de magnitud 4,8 localizado junto a la locali- dad de Mula, donde alcanzó una intensidad máxima MSK de VI-VII. En los últimos meses, han sido calcu- lados varios mecanismos focales con el propósito de identificar la fuente sismogenética. Las soluciones de estos mecanismos focales han sido dispares, unas de tipo inverso (Buforn y Sanz de Galdeano, 2001), y otras de tipo desgarre (Mancilla et al., en prensa). El objetivo de este trabajo consiste en aportar datos de tipo geológico y geodésico, que permitan seleccionar el mecanismo de foco más coherente entre las distin- tas posibilidades propuestas hasta la actualidad. Para ello, se ha realizado una cartografía geológica (Fig. 2) que se discutirá junto con el análisis del contexto sis- motectónico de la sismicidad. A Continuación se rea- liza una discusión de los datos sismológicos existen- tes hasta la fecha, y finalmente se analizan los resultados de aplicación de la interferometría diferen- cial a la zona de Mula. Estos datos se combinan con los datos sismológicos previos en una interpretación y discusión final de la secuencia sísmica. Este trabajo constituye por tanto un ensayo de aplicación de la interferometría diferencial al estudio de deformaciones corticales en la Península Ibérica. La gran precisión del método permite que su aplica- ción se extienda no sólo a problemas de tectónica activa sino también a movimientos lentos relaciona- dos con fenómenos como la subsidencia, por lo que esta técnica presenta grandes perspectivas de futuro. Marco tectónico de la serie sísmica de Mula La estructura geológica de la zona donde se produjo la secuencia sísmica de Mula (Fig. 2) está dominada por fallas inversas y pliegues de dirección NE-SO. El Fig. 2. Mapa geológico de la zona epicentral de la secuencia sísmica de Mula de febrero 1999. Para la elaboración de esta cartografía se han integrado datos propios y datos de Jerez Mir et al. (1972), Loiseau (1988) y Silva et al. (1996). FC: Falla de Crevillente. FMA: Falla Mula- Archena. FV: Falla de Villanueva. FTR: Falla Tollos-Rodeos. La estrella indica la posición del epicentro del terremoto principal Fig. 2. Geological map of the epicentral are of the Mula (February 1999) seismic sequence. This map was made using our structural data and data from Jerez Mir et al. (1972), Loiseau (1988) y Silva et al. (1996). FC: Crevillente fault, FMA: Mula-Archena fault. FV: Villanueva faul. FTR: Tollos-Rodeos fault. The star represents the epicentre of the mainshock Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 26 epicentro del terremoto principal se localizó en el borde oeste de la sierra de Ricote, formada por mate- riales carbonatados de edad mesozoica pertenecien- tes al Subbético Interno (Hermes, 1985). Estas unida- des están afectadas por fallas inversas de alto y bajo ángulo, asociadas a la compresión alpina y a la acti- vidad transpresional de la zona de cizalla de la falla de Crevillente. Hacia el sureste se sitúa la cuenca neóge- no-cuaternaria de Mula, que constituye una subcuen- ca dentro de la cuenca de Alhama-Fortuna. La cuenca de Mula está rellena de depósitos carbonatados y margosos del Mioceno Superior. En la zona central estos materiales buzan suavemente hacia el sureste, mientras que en su borde norte estos depósitos se verticalizan e incluso se invierten debido a la activi- dad de la falla de Crevillente. Esta cuenca está afecta- da además por varias fallas importantes de dirección NE-SO: la falla Mula-Archena y la falla Tollos-Rodeos (Silva et al., 1996). Los niveles carbonatados duros que alternan con las margas del Mioceno Superior constituyen un buen marcador de la fracturación de escala menor de la zona que presenta carácter exten- sional y direcciones entre N-S y NNE-SSO. Esto es apreciable claramente en el modelo digital del terre- no (Fig. 3). El epicentro del terremoto de Mula, de magnitud 4,8, se localizó sobre la zona de cizalla N 70º de la falla de Crevillente (FC), reconocida como tal por Paquet (1969), y denominada con su nombre actual por Foucault (1974). Estévez y Sanz de Galdeano (1983) y Sanz de Galdeano (1983) reconocieron su continui- dad de forma intermitente hacia el oeste hasta las proximidades de Cádiz y la denominaron por ello Accidente Cádiz-Alicante. Además, reconocieron su complejidad estructural describiéndola como una zona de cizalla de anchura considerable, superior a 1 km en algunos puntos. La falla de Crevillente ha actuado, al menos hasta el Mioceno Medio, con un desplazamiento absoluto de desgarre dextroso míni- mo de 20 km y probablemente superior a 100 km (Hermes, 1978, Sanz de Galdeano, 1983, De Smet, 1984). Sin embargo, en este sector, a partir del Tortoniense, el movimiento dextroso de la falla sufre un bloqueo progresivo debido a la rotación de la dirección de acortamiento regional hacia NNO-SSE a la vez que pasa a tener una cinemática sinestrosa u oblicua inverso-sinestrosa (Loiseau, 1988). La carto- grafía geológica (figura 2) muestra que esta zona de falla está constituida a su vez por varias fallas que for- man una zona de cizalla de al menos 2 km de anchu- ra, con una cierta complejidad estructural, distin- guiéndose varios planos de deslizamiento principal (planos “Y”) y planos oblicuos de tipo Riedel sines- trosos. En algunos puntos la intersección de ambos planos genera bloques con cinemática individualiza- da. El buzamiento de las fallas principales es elevado, pero su sentido es de difícil observación. El carácter transpresivo de la deformación, provoca la elevación de la sierra de Ricote, situada al NO en relación con la cuenca Neógeno-Cuaternaria de Alhama-Fortuna que queda al SE (Fig. 3). La posición de la mayoría de las réplicas, así como la del evento precursor de magnitud Mb 3.6, está ale- jada más de 5 km al SE del epicentro principal, lo que dificulta a priori su asociación con una misma falla sismogenética. La nube de réplicas, se alarga según una dirección NE-SO, entre las fallas de Crevillente y Mula-Archena. Esta falla controla el hundimiento del bloque sur, si bien su buzamiento no está claro. La cinemática de la falla de Tollos-Rodeos es de más difí- cil interpretación. Controla el límite noroeste del aflo- ramiento de las margas mesinienses al oeste del río Segura, probablemente debido al basculamiento hacia el sur del bloque levantado. La neotectónica y la tectónica activa de la zona así como su relación con la sismicidad, ha sido hasta ahora poco estudiada. La sismicidad instrumental es escasa y los estudios sobre deformaciones cuaterna- rias se restringen al análisis de la dinámica cuaterna- ria del río Mula que parece haber estado controlada por la actividad paleosísmica de la falla Tollos-Rodeos (Silva et al., 1996). Según estos autores la actividad de esta falla produjo una obturación temporal del río Mula que indujo un régimen endorreico en la cuenca de Mula durante el Pleistoceno Superior, así como varios paleodeslizamientos. La geología de la zona epicentral apoyan la exis- tencia de varias fallas que por su tamaño y actividad neotectónica podrían ser candidatas a ser la fuente generadora del terremoto estudiado, aunque la posi- ción del epicentro y los antecedentes de la falla de Crevillente apuntan hacia ésta como la fuente más probable. La serie sísmica de Mula El sureste de la Cordillera Bética ha sufrido importan- tes terremotos en los últimos 500 años (Fig. 4). Entre ellos destaca el terremoto de Torrevieja de 1829 de intensidad X, los terremotos de Jacarilla de 1919 (magnitud 5,2 y 5,1) y los terremotos de intensidad VIII ocurridos a lo largo de la falla de Alhama de Murcia y a lo largo del valle del Segura. La sismicidad ocurrida en la zona de Mula, previamente a la secuen- cia de 1999, se reduce a dos terremotos de intensidad VI (similar a la del evento estudiado) ocurridos en 1787 y 1908 (Fig. 4). Tenemos que abrir la ventana de observación un radio de 50 km para encontrar hasta 7 eventos de intensidad MSK igual o mayor a VII, des- tacando los terremotos de Lorquí y Cotillas de 1911 y el terremoto de Cehegín de 1948 todos de intensidad Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 27 Fig. 3. En la parte superior se muestra el modelo digital del terreno de la zona epicentral de la serie sísmica de Mula sobre el que se han superpuesto los mecanismos focales calculados por Mancilla et al. (en prensa) para el evento principal (nº 5) y Buforn y Sanz de Galdeano (2001) para el evento principal (nº 2), el precursor (nº 1) y las dos principales réplicas (nº 3 y 4). Se han representado asimismo las répli- cas de mayor magnitud que se disponen en la dirección NE-SO entre las trazas de las fallas de Mula-Archena y de Crevillente. Únicamente se han representado las réplicas con menor error de localización (ver figura 5) tras la última relocalización realizada por el Instituto Geográfico Nacional. En la parte inferior se han representado las intensidades macrosísmicas máximas registradas en las poblaciones más importantes del entorno de la zona epicentral (según datos del Instituto Geográfico Nacional). La isosista que separa las intensida- des V y VI presenta una forma alargada según la dirección ENE-OSO y engloba a la mayoría de las réplicas. Coordenadas UTM (huso 30) Fig. 3. The upper figure is a digital elevation model of the epicentral area of the Mula earthquake. On this DEM the focal mechanisms cal- culated by Mancilla et al. (in press) for the mainshock (nº 5) and Buforn y Sanz de Galdeano (2001) for the mainshock (nº 2), the foreshock (nº 1) and the two major aftershocks (nº 3 and 4) are represented. Well located aftershocks epicentres relocated by the Instituto Geográfico Nacional (see figure 5) were projected. These epicentres show a NE-SW lengthened clustering. The lower figure represents the higher macrosesismic intensities felt in the main villages around the epicentre (data from the Instituto Geográfico Nacional). The isoseismal line that separates the intensities V and VI shows a lengthened ENE-WSW direction and embrace most of the aftershocks. Projection UTM (huse 30) Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 28 VIII. La distancia que los separa de Mula y su localiza- ción en relación con la estructura geológica local parece indicar que se trataría de fuentes sismogenéti- cas distintas a la responsable del terremoto de Mula. Es interesante notar que el segmento oriental de la falla de Crevillente presenta una actividad histórica de intensidad >III significativa, mientras que desde el valle del Segura hacia el oeste, dicha actividad desa- parece de manera que únicamente se ha registrado el evento aquí estudiado. La serie sísmica de Mula se inició el 2 de febrero de 1999 a las 14 h 45 m con un terremoto de magni- tud Mb: 4,8, precedido por un evento precursor de magnitud Mb: 3.6 ocurrido 23 minutos antes. El terre- moto principal alcanzó una intensidad máxima MSK VI-VII (IGN, 1999). La intensidad VI se alcanzó en un área aproximada de 800 km2 (localidades de Albudeite, Baños de Mula, Mula, Campos del Río, Archena y Bullas) y fue sentido con intensidad III en localidades bastante alejadas de Valencia, Alicante, Jaén, Albacete y Castellón. La isosista V-VI se alarga en la dirección NE-SO abarcando la traza de la falla de Crevillente y la mayoría de las réplicas (Fig. 3). En los días siguientes al evento principal se produjeron más de 45 réplicas con una magnitud máxima de 3,9. Casi todas ellas se localizaron al sureste del evento princi- pal (Figura 3) alineadas según la dirección NE-SO e incluidas dentro de la citada isosista. La longitud de la dimensión máxima de la nube de réplicas supera los 20 Km, longitud que excede de forma clara la dimensión de ruptura esperable para un evento de magnitud 4,8. Es probable por tanto que parte de las réplicas se localicen en fallas distintas a la falla responsable del evento principal, o en secto- res de la misma falla fuera de la zona de ruptura. No obstante, hay que tener en cuenta que dada la confi- guración regional de la Red Sísmica, para eventos de magnitud inferior a 3.0, la dimensión del semieje mayor de la elipse de error en la localización epicen- tral va aumentando a medida que disminuye la mag- nitud, con lo que se produce un aumento de la dis- persión de la nube de réplicas. En este caso las elipses de error epicentral para las réplicas más orien- tales muestran un alargamiento importante en la dirección NE-SO (Figura 5). Sin embargo, las elipses de error de las réplicas más próximas al evento prin- cipal presentan una relación entre semiejes muy pró- xima a 1 y el semieje mayor se dispone entre las orientaciones NO-SE y N-S. Por tanto el alargamiento NE-SO de parte importante de la nube de réplicas no parece asociarse al error de localización, sino a la geometría de la fuente sismogenética. Tanto el mecanismo focal, como la profundidad hipocentral calculados hasta ahora difieren de forma significativa en función del método utilizado. Buforn y Sanz de Galdeano (2001) mediante el método de las polaridades de las primeras llegadas de ondas, utili- zando el algoritmo de Brillinger, Udías y Bolt, (Udías y Buforn, 1988), obtienen un mecanismo de tipo inverso (figura 3) con dos planos de dirección E-NE, subparalela a la falla de Crevillente. Uno de los pla- nos tiene un buzamiento alto hacia el NO y otro buza menos de 30º hacia el SE. También calcularon los mecanismos del evento precursor, y de las dos mayo- res réplicas (ver tabla I). Todos los mecanismos son de tipo inverso y presentan un plano coincidente en dirección con la de la falla de Crevillente. El número de polaridades utilizadas para estos mecanismos oscila entre 9 para el precursor y 27 para el evento principal. La profundidad hipocentral calculada por el Instituto Geográfico Nacional es de 4 +/- 1,5 km. Por otro lado, Mancilla et al., (en prensa) han cal- culado el mecanismo focal del evento principal mediante la inversión del momento del tensor utili- zando la modelización de veinte sismogramas regio- nales. El mecanismo obtenido es de desgarre predo- minante (figura 3) con un plano N 50º y buzamiento 70º SE de orientación semejante a la falla de Crevillente. El momento sísmico estimado por estos autores corresponde con un evento de magnitud Mw: 4.7 a una profundidad de 12,5 km. Fig. 4. Sismicidad histórica de intensidad MSK>III ocurrida en el sureste de la cordillera Bética en los últimos 500 años. Se señala la posición del terremoto de Mula de 1999, así como de los terremo- tos de mayor intensidad ocurridos en su entorno: Cehegín 1948, y Lorquí y Cotillas 1911. Puede apreciarse que la falla de Crevillente presenta sismicidad importante solamente al este del valle del río Segura. Al oeste solamente se ha registrado el terremoto estudia- do en este trabajo Fig. 4. Historical seismicity with intensisty MSK>III occurred in the southeastern Betic Cordillera for the last 500 years. Mula earthqua- ke epicentre and the major historical earthquake close to the study area are represented: Cehegin 1948 and Lorqui and Cotillas 1911. The Crevillente fault shows a related seismicity only to the east od the Segura River. To the west only the earthquake studied in this work took place during that period Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 29 Los mecanismos calculados por ambos métodos presentan un plano de orientación semejante, coinci- dente con la dirección de la falla de Crevillente, aun- que con buzamientos contrarios. La dirección de compresión es NNO-SSE para el mecanismo inverso y más próxima a N-S para el mecanismo de desgarre y para una de las réplicas calculada con polaridades. La discrepancia es mayor en lo que se refiere a la pro- fundidad hipocentral. La consideración de uno u otro mecanismo o de una u otra profundidad tiene impli- caciones importantes a la hora de relacionar la secuencia sísmica con una falla concreta. Los datos sismológicos existentes hasta la fecha no son suficientes por tanto para asociar de forma clara la secuencia a una falla determinada y a una cinemática concreta. Por ello es necesario algún dato de fuente distinta que ayude a delimitar mejor la solu- ción. El estudio interferométrico realizado y los datos geológicos de superficie se pueden utilizar para dis- cutir y establecer el mecanismo de foco más cohe- rente con todas las observaciones. Interferometría de radar aplicada al terremoto de Mula Para realizar el estudio interferométrico se han utili- zado imágenes de RADAR de apertura sintética del satélite ERS-2. Para el “enfoque” de las imágenes se utilizó el algoritmo prisme PRISME de Massonnet et al (1994b). El estudio interferométrico (ver descrip- ción metodológica en el capítulo de introducción) se ha llevado a cabo mediante el análisis de cinco imá- genes, dos registradas antes del evento sísmico y tres después. Se han construido un total de ocho interfe- rogramas, cinco de ellos cosísmicos (combinando una imagen anterior y otra posterior al terremoto), dos presísmicos (combinando imágenes previas al evento) y uno postsísmico con dos imágenes poste- riores al mes de marzo de 1999 (ver datos de todos los pares interferométricos en la tabla II). Mediante la realización de estos interferogramas se pretendía identificar y cuantificar el desplazamiento del suelo (según el vector suelo-satélite) producido por el terre- moto, sin olvidar la posibilidad de que existiese deformación presísmica y postsísmica que pudiese sumarse a dicho desplazamiento. Para la elaboración de los interferogramas se utilizó el programa DIA- PASÓN desarrollado por el CNES de Toulouse (Francia), y un modelo digital a escala 1:25.000 del Instituto Geográfico Nacional, para realizar las correc- ciones topográficas y simulaciones. Las altitudes de ambigüedad para cada par interferométrico presen- tan valores adecuados para que las anomalías topo- gráficas sean pequeñas (Tabla II), según los valores establecidos en estudios previos (Massonnet y Feigl, 1998). Asimismo, la escasa vegetación existente en la zona da lugar a que la coherencia entre las imágenes de RADAR comparadas en cada par sea muy elevada, lo que hace de esta zona un área especialmente ade- cuada para la aplicación de la interferometría de RADAR. Tabla I. Datos de los mecanismos focales (ejes P y T) calculados por Buforn y Sanz de Galdeano (2001) para la secuencia sísmica de Mula de Febrero 1999. 4: premonitor. 1: evento principal 2, 3: réplicas. N: número de polaridades usadas Table I. Focal mechanism data (P and T axis) calculated by Buforn y Sanz de Galdeano (2001) for the Mula 1999 seismic séquense. 4: fores- hock. 1: mainshock. 2, 3: aftershocks. N: number of first arrivals Evento Fecha Hora Eje T(θ) Eje T(Φ) Eje P(θ) Eje P(Φ) N SCORE 4 02-02-99 13H22M50,5S 65+/-35 215+/-22 13+/-79 334+/-30 9 1,00 1 02-02-99 13H45M17,1S 66+/-6 179+/-49 23+/-5 346+/-24 27 0,93 2 02-02-99 17H13M17,6S 48+/-30 131+/-49 38+/-18 340+/-51 9 0,89 3 03-02-99 02H02M29,6S 42+/-8 127+/-4 15+/-6 23+/-6 15 0,87 Tabla II. Datos de los pares interferométricos calculados mediante el programa DIAPASÓN indicando las fechas de adquisición de cada imagen, la altitud de ambigüedad de cada par y el tipo de deformación buscada en cada uno de ellos Table II. Data of the five interferometric pairs calculated. Orbit numbers, acquisition dates (fecha), ambiguity height (alt. am.) and type of deformation searched with the covered interval Orbita 1 Fecha Orbita 2 Fecha Alt. Am. (m) Intervalo 14348 19980117 21362 19990313 -55.36 Cosísmico 15350 19980328 20360 19990313 -538.77 Cosísmico 15350 19980328 21362 19990522 169.15 Cosísmico 18857 19981128 20360 19990313 -102.21 Cosísmico 18857 19981128 21362 19990522 -495.99 Cosísmico Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 30 En la figura 6 se muestran los interferogramas cosísmicos obtenidos en los que se marca con una estrella la posición del epicentro del terremoto junto con la posición de la traza de la zona de falla de Crevillente. La escala de grises representa el cambio de fase existente al realizar la resta de las dos imáge- nes comparadas en cada par interferométrico, de manera que el cambio de fase de un ciclo completo representa un desplazamiento suelo-satélite de 28 mm. De la interpretación de los interferogramas se desprende en primer lugar una ausencia de errores de tipo topográfico debido fundamentalmente a la buena correlación con el modelo digital del terreno. A pesar de ello no se observa ningún modelo de franjas indicativo de deformación superficial. Se observan, sin embargo, influencias de tipo meteorológico debi- do fundamentalmente a gradientes en el contenido de humedad atmosférico. Estas anomalías atmosféri- cas pueden estar enmascarando una señal de defor- mación sísmica. Se ha realizado por ello una correc- ción del efecto meteorológico (Louis, 2001) que indica que podría llegar a observarse una señal de deforma- ción sísmica máxima de 12 mm. Para corroborar el tipo de interferograma que debería haberse obtenido en caso de que existiese deformación en superficie se realizaron varios mode- los de interferogramas sintéticos utilizando el progra- ma RNGCHN (Feigl y Dupre, 1999). Se elaboraron cuatro modelos con los parámetros de localización horizontal y vertical y geometrías de ruptura coinci- dentes con los cuatro planos nodales de los mecanis- mos focales calculados por Buforn y Sanz de Galdeano (2001) y Mancilla et al., (en prensa). De las cuatro opciones, solamente una falla N 70º con buza- miento de 60º NO (coincidente con uno de los planos del mecanismo de Buforn y Sanz de Galdeano (2001) con una profundidad hipocentral de 4 km y una superficie de ruptura de 5 km de longitud por 4 km de anchura (siguendo las relaciones de escala de área de ruptura/magnitud de Wells y Copersmith (1994)) generaría una deformación superficial claramente detectable. El modelo de interferograma obtenido para este tipo de falla (ver parte inferior de la figura 6) muestra un cambio de fase máximo de tres cuartos de ciclo justo al norte de la traza de la falla de Crevillente. Este cambio de fase, equivalente a una elevación del suelo en la dirección suelo-satélite mayor de 21 mm, debería detectarse en los interfero- gramas a modo de franjas siguiendo las orientacio- nes de las isolíneas marcadas en el modelo de la figu- ra 6. Por el contrario, los interferogramas no muestran dicho modelo de franjas y la máxima defor- mación que podría estar enmascarada por el efecto atmosférico sería como máximo la mitad de la que generaría una ruptura de falla inversa superficial. Los pares interferométricos presísmicos y postsís- micos, como cabía esperar, tampoco mostraron un modelo de franjas interpretables como deformación. Por tanto, del estudio interferométrico se deduce que el terremoto de Mula de Febrero de 1999 no parece haber generado deformación en superficie asociada a un movimiento inverso superficial para los períodos de tiempo abarcados por los pares interferométricos realizados. Discusión y conclusiones El campo de esfuerzos activo durante el pliocuaterna- rio en la región de estudio obtenido a partir de datos microestructurales y paleosísmicos en el entorno de la zona, es de tipo compresivo con una dirección de acortamiento horizontal NNO-SSE (Galindo-Zaldívar et al., 1993, Martínez-Díaz et al., 2001). Los datos de mecanismos focales a escala regional muestran un campo de esfuerzos semejante (Herráiz et al., 2000). Lo mismo ocurre con los modelos de campos de esfuerzos a nivel europeo basados en modelos de elementos finitos (Gölke y Koblentz, 1996) y con las extrapolaciones hacia el oeste de datos de GPS (Calais y Nocquet, 2001). Este campo de esfuerzos está promovido por la dinámica de las placas litosfé- Fig. 5. Elipses de error epicentral de para el evento principal (estre- lla) y las réplicas de la serie sísmica de Mula en función de las características de la red sísmica en la zona y la magnitud de cada evento. Los epicentros con menor error de localización se repre- sentan en color oscuro Fig. 5. Error ellipses for the mainshock (star) and the aftershocks of the Mula sequence based on the local seismic network features and the magnitude values. The dark points are the epicentres of the aftershocks with the lower location error Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 31 ricas que convergen en esta zona con una dirección N 150º. Esta dirección de movimiento está relacionada con la posición del polo euleriano del movimiento relativo entre Eurasia y África, tal y como reconocen Argus et al. (1989) en el estudio de la falla de Gloria. Esta dirección de acortamiento es, por otra parte, casi ortogonal al plano de falla de Crevillente y por tanto explicaría una cinemática de tipo inverso en esta falla y en fallas subparalelas. Sin embargo, tanto en esta falla como en otras del sureste Bético se han recono- cido campos de esfuerzos de carácter local con direc- ciones de acortamiento N-S a NNE-SSO que han generado desde el Mioceno Superior hasta la actuali- dad movimientos de desgarre sinestroso (De Smet, 1984, Loiseau, 1988, Montenat y Ott D’Estevou, 1996). Por ello, no debería utilizarse la dirección de acorta- miento regional como único criterio para deducir la cinemática actual de las fallas activas de la zona y, con ello, interpretar el mecanismo de foco de cada plano de falla. La dependencia de la escala que pre- senta el campo de esfuerzos regional (Rebai et al., 1992) hace necesario, para la interpretación de meca- nismos focales el uso de criterios de carácter más local como los que se desprenden de este estudio. A lo largo de este trabajo se combinan datos de tipo geológico, sismológico y geodésico con el fin de determinar la naturaleza de la fuente más probable generadora del terremoto de Mula de 1999. Los mecanismos focales calculados por diversos méto- dos presentan planos de dirección NE-SO que coinci- de con la orientación de las fallas arriba citadas y la distribución de réplicas. Las dos posibilidades que se desprenden de los mecanismos focales calculados para la fuente generadora son: por un lado, una fuen- te somera (a unos 5 km de profundidad) de tipo inver- so, o bien una fuente más profunda (12,5 km) de des- garre sinestroso. Los datos geológicos apoyan una fuente sísmica de orientación NE-SO y buzamiento elevado. En la zona epicentral existen tres fallas con estas caracte- rísticas y que presentan actividad neotectónica: la falla de Crevillente, la falla Mula-Archena y la falla Tollos-Rodeos. La posición del epicentro del evento principal apunta hacia la primera de ellas como res- ponsable, sin embargo, la mayoría de las réplicas se disponen entre las trazas de la falla Mula-Archena y la falla de Crevillente. La asociación de estas réplicas a la falla de Crevillente implicaría un buzamiento hacia el sur para esta falla. La historia geológica de la falla de Crevillente indica que ha controlado el movimien- to de las Zonas Internas de la Cordillera Bética y parte de las Zonas Externas hacia el oeste probablemente más de 50 km con movimiento de desgarre dextroso hasta el Mioceno Superior e inverso y sinestroso des- Fig. 6. Interferogramas cosísmicos calculados en la zona con el fin de identificar posibles deformaciones asociadas al terremoto de Mula. La pareja de números en cada interferograma indica los números de las imágenes utilizadas en cada uno (ver tabla II). En cada uno de los interferogramas se ha situado el epicentro del terremoto principal así como la traza de la falla de Crevillente. Asimismo se muestra el modelo digital de la zona con el área abar- cada en los interferogramas. La escala de grises indica el valor de cambio de fase entre cada par de imágenes comparadas. Un ciclo completo de fase representa una variación de 28 mm en la direc- ción suelo-satélite. En la parte inferior se representa el modelo de interferograma que se ha obtenido para el caso de una falla inver- sa de dirección N 70º y buzamiento hacia el NE. El modelo mues- tra un diseño de cambio de fase en franjas siguiendo las direccio- nes marcadas con las isolíneas blancas para una mejor apreciación. Cada isolínea une puntos de igual cambio de fase y en conjunto representan tres cuartos de un ciclo completo. Como puede apreciarse, este diseño en franjas no es apreciable en los interferogramas realizados Fig. 6. Coseismic interferograms calculated for the epicentral area with the aim to identify coseismic deformation linked to the Mula sequence. The numbers on the upper right corner indicate the image couple combined in each interferogram (see table II). The epicentre and the Crevillente fault trace are projected on each inter- ferogram. The grey scale represent the phase change. The comple- te change cycle represents 28 mm of displacement along the tar- get-satellite direction. In the lower part is showed the synthetic interferogram modelled for a N 70º southward dipping reverse fault, 5 km deep. The model shows a clear fringe pattern (3/4 of a cycle) that is not observed in the real interferograms Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 32 pués (De Smet 1984). Esto unido a las observaciones estructurales locales en zonas adyacentes al epicen- tro (Loiseau, 1988) indican que se trata de un acci- dente de escala cortical y con buzamiento elevado, probablemente superior a 60º. La falla de Tollos- Rodeos presenta indicios de actividad paleosísmica cuaternaria (Silva et al., 1996) pero su traza se encuentra algo desplazada hacia el sur en relación con la secuencia sísmica. Si se observa la distribución de réplicas se aprecia una zona alargada también según la orientación ENE-OSO, coincidente con la de las fallas mencionadas. La isosista que separa las intensidades macrosísmicas (MSK) V y VI se alarga con la misma dirección y engloba a la mayor parte de las réplicas (Fig. 3). Las fallas N 130º propuestas por Rincón et al., (2000) como fuentes sísmicas para el evento princi- pal, el precursor y parte importante de las réplicas tie- nen longitudes muy pequeñas en la zona epicentral y es poco probable su continuidad hasta las profundi- dades sismogenéticas. Las únicas fallas de esta orien- tación con dimensiones importantes y actividad neo- tectónica clara son la falla de Villanueva (Loiseau, 1988) y fallas asociadas en el entorno de Archena bastante alejadas de la serie sísmica (Fig. 2). Por otro lado, el epicentro del terremoto principal se localiza en una zona de off set de la zona de falla de Crevillente en la que se solapan dos planos de des- lizamiento principal paralelos que aparecen conecta- dos por una falla tipo Riedel de dirección N 50º. Esta irregularidad local en la zona de falla de Crevillente favorecería la nucleación del terremoto, y un buza- miento hacia el sur de la falla podría explicar la dis- posición de las réplicas hacia el sur. En este sentido, el mecanismo calculado por Mancilla et al. (en pren- sa) utilizando el tensor del momento sísmico presen- ta un plano orientado NE-SO y buzamiento hacia el sureste, coherente con esta interpretación. Además, la excentricidad que presenta la traza de la falla de Crevillente en relación con la posición de la isosista V-VI (Fig. 3) es coherente con un buzamiento de la falla hacia el sureste, lo que explicaría que los mayo- res daños se produjeran al sureste de su traza. A partir del estudio de interferometría diferencial se deduce que esta secuencia sísmica podría haber producido un desplazamiento suelo-satélite de 12 mm, pero nunca superior. Los modelos de deforma- ción elástica predicen que un terremoto de magnitud 4.7 a 4 ó 5 km de profundidad sobre una falla inversa de alto ángulo habría producido un desplazamiento vertical algo superior a 20 mm asociado a la defor- mación elástica cosísmica. Esta diferencia puede deberse a dos factores. Una mayor profundidad hipo- central produciría una deformación nula en superfi- cie. Los modelos de deformación elástica incidan que a partir de los 8 km de profundidad un terremoto de estas características sería prácticamente impercepti- ble en superficie. Los datos macrosísmicos en rela- ción con los daños ocasionados por el terremoto apo- yan una fuente bastante superficial y de orientación ENE-OSO (Fig. 3). Es poco probable que un terremo- to de magnitud 4,8 a 12,5 km de profundidad produz- ca los daños tan significativos que ha producido este terremoto (ver descripción de los mismos en IGN, 1999). El otro factor es el mecanismo de movimiento de la falla. Un movimiento de desgarre con componente horizontal predominante, aunque fuese superficial, produciría un desplazamiento pequeño en la direc- ción suelo-satélite y por tanto su efecto sería peque- ño. Estos hechos, junto con la estructura geológica de la zona apoyarían un mecanismo focal con compo- nente de desgarre importante, pero con un foco somero, inferior a los 10 km, que explique la intensi- dad máxima alcanzada. Un mecanismo como el pro- puesto por Mancilla et al. (en prensa) pero con un hipocentro más somero, coincidiría con la posición y cinemática de la Falla de Crevillente como la fuente generadora más probable para esta secuencia sísmi- ca. Agradecimientos Este trabajo ha sido realizado gracias a la financiación del proyecto europeo SISMOSAT “Regular Update of Seismic Hazard Maps Through Thermal Space Observations” (ENV4-ct98-0741) y del proyecto de la CICYT “Análisis de la tectónica activa y su aplicación a la determinación de la peligrosidad sísmica en Murcia” (AMB97-0523). Agradecemos asimismo a Kurt Feigl su ayuda en el manejo del programa DIA- PASÓN y sus valiosas discusiones, y a Carmen López por el tratamiento de los datos sismológicos. Referencias Argus, D.F., Gordon, R.G., Demets, C. y Stein, S. 1989. Closure of the Africa-Eurasia-North America plate motion circuit and tectonics of the Gloria fault. Journal of Geophysical Research, 94, 5585-5602. Buforn, E. y Sanz de Galdeano, C. 2001. Focal Mechanism of Mula (Murcia, Spain) earthquake of february 2, (1999). Journal of Seismology, 5, 277-280. Calais, E. y Nocquet, JM. 2001. Geodetic measurements of crustal motion in western Europe and the Africa-Eurasia plate boundary zone. Workshop on the geodynamics of the western part of Eurasia-Africa plate boundary Martínez-Díaz, J. J. et al. 2002. Caracterización geológica y sismotectónica del terremoto ... Boletín Geológico y Minero, 113 (1): 23-33 33 (Azores-Tunisia). Boletín ROA 3/2001. San Fernando, Spain. De Smet, M.E.M. 1984. Origin of the Crevillente Fault Zone (Betic Cordilleras, southern Spain). Ph. D. Thesis, Free University of Amsterdam, Free University Press, Amsterdam. 350 pp. Estévez, A. y Sanz de Galdeano, C. 1983. Néotectonique du secteur central des chaînes Bétiques (Bassin du Guadix- Baza et de Grenade). Rev. Géol. Dyn. Géogr. Phys., 24 (1), 23-34. Feigl, K.L. y Dupré, E. 1999. RNGCHN: A program to calcu- late displacement components from dislocations in an elastic half-space with applications for modeling geode- tic measurements of crustal deformation. Computers and Geosciences, 25 (6), 695-704. Foucault, A. 1974. Travaux et titres scientifiques et universi- taires. Paris, 36 pp. Galindo-Zaldívar, J., González Lodeiro, F. y Jabaloy, A., 1993. Stress and paleostress in the Betic-Rif Cordilleras (Mioceno to Present). Tectonophysics, 227, 105-126. García Barona, A., 2001. El seguro como elemento de reconstrucción de los daños debidos a terremotos. En: Capote, R y Martínez-Díaz, J.J. (eds.), El Riesgo Sísmico, Prevención y Seguro. Consorcio de Compensación de Seguros, Madrid, 243-256. Gens, R. Y y Van Genderen, J.L. 1996. SAR Interferometry. Issues, tecniques, applications. International Journal of Remote Sensing, 17, 1803-1835. Gölke, M. y Koblentz, D. 1996. Origins of the european regional stress field. Tectonophysics, 266, 11-24. Hermes, J.J. 1978. The stratigraphy of the Subbetic and the Southern Prebetic of the Vélez-Rubio-Caravaca area and its bearing on transcurrent faulting in the Betic Cordilleras of Southern Spain. Kon. Ned. Akad. Wetensch., Proc., 81 (1), 1-54. Hermes J. J. 1985. Algunos aspectos de la estructura de la Zona Subbética (Cordilleras Béticas, España Meridional). Estudios Geologico., 41, 157-176. Herráiz, M., De Vicente, G., Lindo-Ñaupari, R., Giner, J.L., Somón, J.L, González-Casado, J. M., Vadillo, O., Rodríguez-Pascua, M.A., Cicuéndez, J.I, Casas, A., Cabañas, L., Rincón, P., Cortés, AL, Ramírez, M. y Lucini, M. 2000. The recent (upper Miocene to Quaternary) and present tectonic stress distributions in the Iberian Peninsula. Tectonics, 19(4), 762-786. IGN 1999. Serie sísmica de Mula (Murcia). Segundo Informe General. Subdirección General de Geodesia y Geofísica. Madrid, 35 pp. Jerez Mir, L., Jerez Mir, J. y García-Monzón G. 1972. Mapa geológico de España E. 1:50.000. Serie MAGNA (IGME). Hoja de Mula, nº 912. Loiseau, L. 1988. Le segment Archena-Mula de l’Accident Northbetique (Espagne). Ses relations avec la sedimen- tation néogène; implications structurales. Thésè Univ. Orsay, Paris-Sud, 192 pp. Louis, L. 2000. Etude du seisme de Mula (SE de l’Espagne) par Interferométrie radar. Raport du stage de DEA. Université Paul Sabatier. Toulouse, pp. 21. Mancilla, F.L., Ammon, C.J., Herrmann, R.B. y Morales, J. (en prensa). Faulting parameters of the 1999 Mula Earthquake, Southeastern Spain. Submitted to Tectonophysics. Martínez-Díaz, J.J., Masana, E., Hernández-Enrile, J.L. y Santanach, P. 2001. Evidence for co-seismic events of recurrent prehistoric deformation along the Alhama de Murcia fault, southeastern Spain. Monografía: Paleosismicidad en España. Acta Geológica Hispánica, 36 (3-4): 315-327. Massonnet, D., K. Feigl, M. Rossi, and F. Adragna, 1994a. Radar interferometric mapping of deformation in the year after the Landers earthquake, Nature, 369, 227-230 Massonnet, D., Rossi, M., and Adragna, F. 1994b. CNES General purpose SAR correlator, IEEE Trans. Geosci. Remote Sens., 32, 636-643. Massonnet, D. y K. Feigl. 1998. Radar interferometry and its application to changes in the earth’s surface. Review of Geophysics, 36-4, 441-500. Mezcua, J. y Martínez Solares, J.M. 1983. Sismicidad del área Ibero-Mogrebí. I.G.N. Publ. Nº 262, Madrid 322 pp. Montenat, C. y Ott D’Estevou, P. 1996. Late Néogène basins evolving in the Eastern Betic transcurrent fault zone: an illustrated review. En: (Friend, P.F. y Dabrio, C. Eds.) Tertiary Basins of Spain. Cambridge University Press. 400 pp. Paquet, J. 1969. Etude géologique del’ouest de la province de Murcie (Espagne). Mém. Soc. Géol. France. 111, 1- 270. Rebaï, S., Philip, H. y Taboada, A. 1992. Modern tectonic stress field in the Mediterranean region: evidence for variations in stress directions at different scales. Geophysical Journal Int. 110, 106-140. Rigo, A. y Massonnet, D 1999. Investigating the 1996 Pyrenean earthquake (France) with SAR Interferometry heavily distorted by atmosphere. Geophysical Research Letters, 26, 3217-3220. Rincón, PJ., Vegas, R. Y Pascual, G. 2000. Situación tectóni- ca de la serie sísmica de Febrero-Agosto 1999 de Mula, Cordilleras Béticas Orientales (SE España) 2ª Asamblea Luso Española de Geodesia e Geofísica. S 03-12.133- 134. Sanz de Galdeano, C. 1983. Los accidentes y fracturas prin- cipales de las Cordilleras Béticas. Estudios Geológicos 59, 157-165. Silva, J.P., Mather, J.L., Goy, J.L., Zazo, C., y Harvey, A.M. 1996. Controles en el desarrollo y evolución del drenaje en zonas tectónicamente activas: el caso del río Mula (Región de Murcia, SE España). Revista de la Sociedad. Geológica de España, 9(3-4), 269-285. Udías, A. y Buforn, E. 1988. Single and joint fault-plane solutions from first motion data. In: Doormbos, D. (ed.), Seismological Algorithms, Academic Press, London, 443-453. Wells, D. L. Y Coppersmith, K. J. 1994. New empirical rela- tionships among magnitude, rupture length, rupture with, rupture area and surface displacement. Bulletin of the Seismological Society of America. 84-4, 974-1002. Recibido: Agosto 2001 Aceptado: Febrero 2002