Falles i terratrèmols
Relacions empíriques entre la magnitud dels terratrèmols i l’àrea de ruptura (a dalt) i la longitud de la ruptura en superfície (a baix). La línia de regressió ha estat calculada a partir de les observacions en falles normals, inverses i de direcció. Les línies discontínues delimiten l’interval de confiança del 95%.
Wells i Coppersmith, 1994.
Els terratrèmols constitueixen la manifestació més evident de l’activitat tectònica d’una regió. Són el resultat de l’alliberament de l’energia elàstica, en forma d’ones, acumulada al voltant d’una falla com a conseqüència de l’estat de tensió de l’escorça. Aquest alliberament ocorre quan en una falla, o en un segment d’una falla, l’esforç de cisalla supera la fricció i es produeix un desplaçament brusc al llarg de la superfície de falla. Aquest fenomen té lloc a la part de l’escorça amb comportament fràgil, que es coneix amb el nom d’escorça sismogènica, i que n’és la part més superficial.
La magnitud d’un terratrèmol dona una idea de la quantitat d’energia alliberada durant el moviment brusc que ocasiona el terratrèmol. Les escales que informen de la magnitud dels terratrèmols no tenen límit superior; cal indicar, però, que el sisme més gran enregistrat fins ara, el terratrèmol de Chile del 1960, causat per una ruptura de 800 km de longitud, va assolir una magnitud de 9,5. El factor que més influeix en la magnitud d’un terratrèmol és la grandària de la superfície de falla que el produeix. De manera empírica s’ha pogut establir la relació entre la superfície de falla afectada i el terratrèmol corresponent. Quan el terratrèmol és prou gran –a partir d’una magnitud de 6– la fractura assoleix la superfície del terreny i en provoca la ruptura. La relació entre la longitud d’aquesta ruptura en superfície i la magnitud també ha estat determinada empíricament, així com la relació entre el desplaçament al llarg de la superfície de falla i la magnitud. Hi ha determinacions de la magnitud dels terratrèmols des que hi ha registre sísmic instrumental, és a dir, des de la segona dècada del segle XX.
La intensitat d’un terratrèmol informa sobre els efectes produïts pel terratrèmol en la superfície, dels danys a les construccions, per exemple. Els relats històrics permeten reconstruir els efectes produïts pels terratrèmols als diferents indrets i, en funció dels tipus de dany (dades macrosísmiques), assignar un valor d’intensitat a cada localitat de la qual es té informació. Les escales d’intensitat més usuals van d’I a XII. A partir d’aquí es pot definir una zona de màxima intensitat i fer càlculs sobre la localització de l’epicentre, les dimensions de la ruptura que ha causat el terratrèmol, etc., i, fins i tot, es poden estimar magnituds. En els terratrèmols recents, les enquestes entre la població de les zones afectades permeten conèixer les dades macrosísmiques i establir la intensitat a les diferents localitats.
Terratrèmols instrumentals i històrics
Sismicitat als Països Catalans. A l’esquerra, representació dels epicentres amb intensitats I ≥ V obtinguts a partir de dades macrosísmiques. El terratrèmol més antic registrat és de l’any 1048 i s’hi registren terratrèmols fins a l’actualitat. A la dreta, representació dels epicentres dels sismes amb magnituds M ≥ 2 obtinguts a partir de dades instrumentals. Comprèn terratrèmols des de l’any 1912 fins a l’actualitat.
Catàleg IGN.
Els terratrèmols ocorreguts des que es disposa de xarxes d’enregistrament sísmic s’anomenen terratrèmols instrumentals, mentre que els coneguts a partir dels relats històrics reben el nom de terratrèmols històrics.
Als Països Catalans hi tenen lloc terratrèmols. En general, són de baixa magnitud, tot i que els relats històrics descriuen terratrèmols catastròfics. La sismicitat dels Països Catalans és baixa i en el sector més meridional, on adquireix la màxima importància, pot ser qualificada de moderada.
Una ullada als mapes de la sismicitat històrica i instrumental permet constatar que la distribució de la sismicitat és heterogènia. L’àrea amb més sismicitat correspon a l’extrem meridional del país i coincideix amb la serralada Bètica. Als Pirineus també hi ha una concentració de sismicitat destacable, mentre que al llarg de les serres i depressions costaneres així com a la mar Catalanobalear la concentració de sismes és inferior, i arriba quasi a no haver-n’hi entre Tarragona i València. A la conca de l’Ebre pràcticament tampoc n’hi ha. Aquesta distribució dels sismes retrata el territori dels Països Catalans com una regió amb falles moderadament actives.
Terratrèmols destructius
La tarda del 21 de març de 1829, a la conca baixa del Segura, va tenir lloc l’últim gran terratrèmol destructiu als Països Catalans. Les poblacions de Torrevella, Guardamar, Benejússer i Almoradí van ser totalment destruïdes i les ciutats de Múrcia i Elx també en van resultar afectades. Va fer uns 400 morts. Encara al País Valencià destaquen els terratrèmols de Tavernes de la Valldigna, Alcoi i Énguera.
La matinada del 3 de febrer de 1373, entre la Ribagorça i la Vall d’Aran va tenir lloc un sisme que se sentí fins a 360 km. A Barcelona va caure part del campanar de Santa Maria del Mar, aleshores en construcció.
D’abril a desembre del 1427 una dotzena de terratrèmols sotragaren la Selva i la Garrotxa. Tres dels més forts es produïren prop d’Amer, poc després el sòl tremolà prop d’Olot i finalment prop de Caldes de Malavella. Es va enfonsar la volta del monestir d’Amer, s’ensorraren l’església i les cases de Lloret Salvatge, els gasos emesos per unes fumaroles van ocasionar víctimes, a Olot van caure cases, edificis i murs –hi moriren quinze persones–, i a Caldes caigueren trenta cases.
El dia de la Candelera del 1428 es produí el sisme més destructiu de què es té notícia al Principat. Se sentí fins a 300 km de l’epicentre, situat entre Olot i Camprodon. Moriren més de mil persones. A Camprodon féu 200 víctimes, a Pu igcerdà, entre 100 i 300 en ensorrar-se una església, a Ripoll l’església del monestir quedà parcialment destruïda, a Queralbs la destrucció fou general i van morir gairebé tots els habitants i l’església de Núria va ser parcialment derruïda. A Barcelona la majoria de cases patiren danys en xemeneies i escales i a Santa Maria del Mar van morir entre 20 i 30 persones, algunes a causa de pedres despreses de la rosassa i la resta aixafades per la fugida dels fidels a causa del pànic. Aquest reguitzell de terratrèmols del segle XIV es coneix com crisi sísmica olotina.
A les Balears, els sismes més forts han estat molt poc destructius (intensitat VII el 1851 a Mallorca, i intensitat VI el 1912 a Menorca).
La localització dels grans terratrèmols dels Països Catalans mostra que al llarg del temps del registre històric –els últims 800 anys– mai s’ha repetit un sisme fort en la mateixa localitat. Això és degut a la durada del cicle sísmic.
La taula següent recull els grans terratrèmols ocorreguts als Països Catalans en temps històrics. S’han inclòs els terratrèmols amb intensitat igual o superior a VIII quan només hi ha informació macrosísmica i els de magnitud superior a 5, encara que les dades macrosísmiques indiquen intensitats inferiors a VIII (Catàleg IGN; Susagna i Goula, 1999 i Olivera i altres, 2006).
Grans terratrèmols històrics
| Data | Latitud | Longitud | Intensitat | Magnitud | Lloc |
| 01.01.1048 | 38,1 | −0,9 | VIII | Oriola | |
| 03.12.1152 | 42,2 | 2,2 | VIII | Ripoll | |
| 01.03.1258 | 38,8 | −0,6 | VIII | Ontinyent | |
| 03.03.1373 | 42,5 | 0,7 | VIII-IX | Ribagorça | |
| 18.12.1396 | 39,1 | −0,2 | VIII-IX | Tavernes de la Valldigna | |
| 19.03.1427 | 42,0 | 2,6 | VIII | Osor-Amer | |
| 15.05.1427 | 42,2 | 2,4 | VIII | Vall d’en Bas-Olot | |
| 02.02.1428 | 42,3 | 2,3 | IX | Zona de Camprodon | |
| 10.10.1482 | 38,1 | −0,9 | VIII | Oriola | |
| 19.06.1644 | 38,8 | −0,4 | VIII | Muro del Comtat | |
| 15.01.1673 | 38,1 | −0,9 | VIII | Oriola | |
| 23.03.1748 | 39,0 | −0,6 | IX | Énguera | |
| 24.04.1776 | 42,3 | 1,1 | VIII | Gerri de la Sal | |
| 21.03.1829 | 38,1 | −0,7 | IX-X | Torrevella | |
| 10.09.1919 | 38,1 | −0,8 | VIII | 5,2 | Xacarella |
| 19.11.1923 | 42,7 | 0,7 | VIII | 5,6 | Vielha |
| 02.11.1962 | 42,2 | 2,3 | V | 5,1 | Sant Joan de les Abadesses |
| 18.02.1996 | 42,8 | 2,5 | VI | 5,2 | Sant Pau de Fenollet |
El cicle sísmic
La conceptualització del cicle sísmic es deu al geòleg nordamericà Harry Fielding Reid (1859 – 1944), que va proposar-la després del terratrèmol de Califòrnia de l’any 1906. Segons Reid, un terratrèmol és el resultat d’una sobtada relaxació de la deformació elàstica acumulada al llarg d’una falla. Aquestes deformacions s’acumulen durant un llarg període de temps a causa del moviment continu d’ambdós costats de la falla, mentre que el lliscament al llarg de la superfície de falla és bloquejat per la fricció. En lliscar bruscament la falla i produir-se el terratrèmol, la deformació elàstica desapareix i torna a començar un procés d’acumulació de deformació elàstica que durarà fins al proper terratrèmol. Així, doncs, una falla produeix sismes cíclicament i la durada d’aquests cicles depèn de la velocitat d’acumulació de deformació als voltants de la falla, és a dir, de la velocitat del moviment de la falla.
La velocitat de moviment de les falles és màxima a les vores de placa i disminueix en allunyar-se’n. És per això que l’activitat de les falles dels Països Catalans és més gran a les comarques més meridionals, atès que es troben més properes al límit de les plaques europea i africana. Com més gran és la taxa de desplaçament de les falles, més curt és el cicle sísmic. El temps que separa dos sismes consecutius s’anomena període de recurrència i té una durada de l’ordre de deu a cent anys a les vores de la placa. A l’interior de les plaques poden haver-hi falles que produeixen terratrèmols amb períodes de recurrència de l’ordre de cent mil anys. A l’extrem meridional dels Països Catalans els períodes de recurrència són de l’ordre de mil anys, mentre que més al nord són de l’ordre de deu mil anys.
Els catàlegs sísmics confeccionats a partir de la informació instrumental i històrica als Països Catalans cobreixen, amb una completesa raonable, uns 800 anys, és a dir, un període de temps inferior als cicles sísmics esperables. És per això que en cap localitat s’ha repetit un gran sisme. Aquest fet és important de cara a l’establiment de la perillositat sísmica. Vol dir que les falles que no han produït cap gran sisme en temps històrics poden estar acumulant deformació i en poden produir en el futur. Aquesta possibilitat fa que calgui prolongar el coneixement del comportament de les falles més enllà dels temps històrics fins a cobrir més d’un cicle sísmic. Això només es pot fer a partir de dades geològiques: és el camp de la paleosismologia.
Precisament, la paleosismologia ha permès determinar sèries de terratrèmols produïts per una falla. Alhora, les investigacions en aquest àmbit han pogut comprovar que si bé els terratrèmols són recurrents, no es compleix una ciclicitat tan senzilla com s’imaginava Reid. S’han trobat, per exemple, agrupacions temporals de terratrèmols amb curts períodes de recurrència separades entre elles per llargs períodes de temps. Cada falla té el seu propi comportament condicionat per circumstàncies locals que cal estudiar.
Paleosismologia
La paleosismologia estudia els terratrèmols anteriors als registrats en documents històrics. Es basa en el fet que els grans terratrèmols (M > 6) produeixen, a la superfície, deformacions permanents en una àrea d’uns quants quilòmetres quadrats. Aquestes deformacions es poden localitzar a la intersecció de la falla sismogènica amb la superfície i donar lloc a escarpaments de falla, o bé estar distribuïdes en una àrea més àmplia. Aquestes últimes poden estar directament associades al lliscament que ha tingut lloc a la falla en profunditat o relacionades amb la sacsejada sísmica i, per tant, ser independents de la geometria de la falla, la seva localització, la quantitat de lliscament, etc. La majoria de les deformacions permanents cosísmiques creen un desequilibri causat per la formació de diferències relatives d’elevació que provoquen la implementació de nous processos sedimentaris i erosius. Els dipòsits i les formes del terreny que en resulten, juntament amb les estructures formades en els dipòsits preexistents, constitueixen el registre geològic dels paleoterratrèmols.
Estructures a la intersecció falla-superfície
Els tascons col·luvials al llarg d’escarpaments de falla reflecteixen successius moviments sobtats de la falla, acompanyats de ruptura i desnivellament de la superfície i relacionats amb grans terratrèmols. En la figura, el cas de dos moviments successius d’una falla normal i la corresponent degradació de la cara lliure i el seu enterrament pel tascó col·luvial. La presència d’un sòl format entre els dos esdeveniments ajuda a distingir els dos tascons.
Schwartz i Coppersmith, 1984.
Quan la falla intersecta la superfície, en moure’s, es forma un escarpament de falla, l’estudi detallat del qual pot donar informació sobre la magnitud del terratrèmol associat, la seva edat, etc. En formar-se l’escarpament, queda una cara lliure exposada a l’erosió; la seva degradació dona lloc a un dipòsit en forma de tascó al peu de l’escarpament anomenat tascó col·luvial, que enregistra el terratrèmol. El terratrèmol té lloc després de la formació de la superfície coberta pel tascó col·luvial en el bloc enfonsat i poc abans de la formació del tascó.
L’equilibri entre les taxes d’erosió i de sedimentació és indispensable per a tenir èxit en una investigació paleosísmica amb excavació de rases. Si la sedimentació és excessiva els registres dels sismes quedaran massa enterrats i no seran assolibles amb rases, que no solen superar els 4 m de profunditat; si predomina l’erosió es poden esborrar registres; el cas ideal es mostra a l’última fila.
Santanach i altres, 2001.
La datació del tascó col·luvial, mitjançant diverses tècniques en funció dels materials presents i de la seva edat, informa sobre l’edat del terratrèmol. Una successió de terratrèmols pot traduir-se, doncs, en una successió de tascons col·luvials en el bloc enfonsat.
El cas dels tascons col·luvials és només un exemple de la varietat de formes i estructures que arran de falla poden posar de manifest l’ocurrència de terratrèmols. Per a estudiar aquestes estructures normalment és necessari excavar rases a través dels escarpaments de falla per fer-les aflorar. La correcta elecció del lloc on s’excava la rasa és clau per a obtenir bons resultats. Cal buscar, mitjançant un estudi geomorfològic detallat de la zona de la falla, llocs on l’escarpament afecti els terrenys més recents i amb un equilibri raonable de processos erosius i sedimentaris. Un predomini de l’erosió farà que desapareguin tascons col·luvials i es perdi informació sobre alguns paleoterratrèmols. D’altra banda, un excés de sedimentació farà que els tascons col·luvials quedin molt separats entre ells i que, per a obtenir informació de més d’un terratrèmol, calgui una excavació molt profunda, la qual cosa no sempre és possible.
Model de front muntanyós associat amb una falla normal, inspirat en l’evolució del front muntanyós de la falla de Wasatch (Uhta, EUA). Es formen facetes triangulars, a partir de la dissecció d’escarpaments, I conques de drenatge perpendi culars al front durant els períodes d’activitat de la falla (1-2, 4-5, 7-8). La inactivitat de la falla fa retrocedir el front i es formen així estrets pediments (planes al peu del front) (3, 6).
Hamlin, 1976.
La repetició d’episodis de lliscament al llarg d’una falla amb intersecció amb la superfície dona lloc progressivament a un front muntanyós rectilini, al peu del qual es troba la falla, amb desenvolupament de conques de drenatge perpendiculars al front i d’interfluvis triangulars (facetes triangulars) en el front muntanyós. El cessament de l’activitat de la falla fa que els processos erosius i sedimentaris s’imposin als de creació de relleu i aquestes característiques morfològiques i d’altres associades es vagin esborrant progressivament. Així, doncs, la presència de determinades formes i el seu grau de conservació en els fronts de muntanya associats a falles dona informació sobre el grau d’activitat de les falles en temps recents. El seu estudi és indispensable abans d’abordar una investigació paleosísmica.
Deformacions de la superfície lligades als lliscaments de la falla en profunditat
Deformació de la superfície pel moviment d’un segment d’encavalcament cec. S’han modelitzat segments amb tres inclinacions diferents i amb una dislocació de 200 m al llarg de tot el segment. La deformació dels terrenys sobrejacents esmorteeix el desplaçament. Es forma un plec, vergent en el sentit del desplaçament de l’encavalcament, i una depressió enfront del plec (els desplaçaments verticals de la superfície estan exagerats ×10).
Taboada i altres, 1993.
Hi ha falles que no emergeixen a la superfície, són les denominades falles cegues. És un fenomen relativament freqüent en encavalcaments. Quan es produeix un lliscament brusc en un encavalcament cec, i per tant un terratrèmol, aquest lliscament comporta, en superfície, una elevació del bloc encavalcant i un enfonsament en l’encavalcat. La grandària relativa de l’elevació i la depressió, així com la seva forma, depenen dels mecanismes d’esmorteïment del lliscament. En aquests casos a partir de les formes de la superfície del terreny es poden modelar la geometria de les falles causants de la deformació en superfície i, eventualment, la quantitat de lliscament per esdeveniment sísmic. Només en casos molt específics la interrelació entre processos sedimentaris i erosius i l’àrea que es deforma permet estudiar, mitjançant l’excavació de rases, algunes característiques dels esdeveniments sísmics individuals.
Estructures relacionades amb la sacsejada sísmica
Model d’un volcà de sorra amb el corresponent dic clàstic per on ha ascendit la sorra liqüefactada que s’ha escampat per la superfície topogràfica, basat en els casos produïts pel terratrèmol de New Madrid (Missouri, EUA, 1886) (1). Dic clàstic de conglomerats suportats per la matriu en un ventall al·luvial d’edat 300.000-125.000 anys, prop de Mont-roig del Camp (2). Interpretació de l’estructura anterior (3). La injecció de la unitat II és posterior a la unitat III (conglomerats calcaris ben cimentats) i anterior a la IV (conglomerats poc cimentats). Abans de la sedimentació de IV ha tingut lloc l’erosió de la part superficial escampada del volcà clàstic. Aquesta estructura registra un terratrèmol fort posterior a III i anterior a IV.
(1) Obermeier i altres, 1990; (2 i 3) Santanach i altres, 2001.
La liqüefacció és el procés de transformació d’un material granular d’un estat sòlid a un estat liquat provocat per un increment de la pressió de l’aigua intersticial. Aquest increment pot ser causat per les ones sísmiques en determinades condicions litològiques i de situació del nivell freàtic, però també pot ser degut a altres processos com ara la càrrega sedimentària.
Estructures de liqüefacció en terrenys plioquaternaris prop de l’Ampolla. Sota una capa de gresos (color fosc) no deformada s’observen nivells de granulometria més fina en convolució i trencats. Aquestes deformacions són el resultat d’un procés de liqüefacció.
E. Masana.
La liqüefacció pot provocar només la distorsió dels sediments liquats o bé, trencant les capes sobrejacents, els sediments liquats poden ser expulsats a l’exterior donant lloc al fenomen conegut amb el nom de volcans de sorra o fang. Quan aquests sediments ascendeixen per les esquerdes d’extensió es poden formar dics clàstics injectats per sota.
La constatació que determinades estructures de liqüefacció es van formar de manera simultània a diferents llocs d’una certa àrea permet interpretarles com a cosísmiques. La presència d’estructures de liqüefacció implica un nivell mínim de sacseig que se sol donar en terratrèmols amb magnituds superiors a 5,5. Excepte en casos molt excepcionals, no es pot treure cap informació sobre la localització de la falla sismogènica, la seva geometria ni la cinemàtica, atès que la liqüefacció no té cap relació directa amb la font sísmica, sinó que està condicionada per característiques locals favorables.
Terratrèmols de moderats a grans també poden provocar esllavissades, caigudes de blocs, etc., en una àrea al voltant de la font sísmica. Tal com succeeix amb la liqüefacció, els lliscaments de massa poden ser provocats per altres causes i cal ser prudents a l’hora d’interpretar-los. Pel que fa als tsunamis, ones de llarg període en el mar, solen ser causats per desplaçaments del fons marí lligats al moviment de falles que produeixen grans terratrèmols, però també poden ser deguts a erupcions o a grans esllavissades submarines. Cal tenir-ho en compte en la interpretació dels registres geològics de tsunamis.
Caracterització geològica d’una font sismogènica
Les fonts sismogèniques es caracteritzen a partir de les aproximacions directes i indirectes breument apuntades, juntament amb tècniques de datació de sediments i tota la informació geològica disponible. Els paràmetres sísmics són: la longitud, direcció i cabussament de la falla, així com la direcció i sentit del moviment sobre el pla de falla; la taxa de lliscament per un determinat interval de temps; el desplaçament per esdeveniment, obtingut a partir de l’observació en rases o de modelitzacions; el període mitjà de recurrència, que és el temps que separa dos grans esdeveniments d’una mateixa falla; el temps transcorregut des de l’últim gran esdeveniment ocorregut en una falla, i el terratrèmol màxim esperable per una falla específica. La magnitud del màxim terratrèmol es calcula a partir de l’àrea de la falla i el desplaçament cosísmic.
El període mitjà de recurrència es pot obtenir a partir de les observacions d’esdeveniments individuals a les rases o es pot calcular si es coneix la taxa de lliscament i el desplaçament per esdeveniment. Normalment es troben períodes de recurrència més grans si es dedueixen dels esdeveniments individuals observats a les rases que no pas si es calculen a partir de la taxa de lliscament i el salt per esdeveniment. Això es deu a la falta de completesa del registre a les rases. El període de recurrència, juntament amb el temps transcorregut des de l’últim gran esdeveniment ocorregut en una falla, són elements crítics per a avaluar la probabilitat d’ocurrència d’un gran terratrèmol en un període de temps determinat.
Sovint alguns d’aquests paràmetres no poden ser deduïts directament de les observacions i aleshores s’han de calcular a partir de les dades disponibles assumint un model d’alliberament de la deformació de periodicitat simple.
Les falles actives
Les falles actives són aquelles que estan en moviment en l’actualitat, i que poden causar problemes a la societat. Interessen les falles que poden produir terratrèmols de moderats a forts, és a dir, les falles amb un mínim de 10 km de longitud. Les falles que en temps històrics o instrumentals han donat lloc a terratrèmols són, òbviament, actives. Però, quines de les falles amb cicle sísmic més llarg que el període històric que avui no produeixen sismes són capaces de produir-ne? Per a esbrinar-ho, cal un criteri, que sempre tindrà una certa convencionalitat.
Les regulacions relacionades amb la seguretat d’instal·lacions nuclears consideren que una falla és capaç de produir terratrèmols i, per tant, causar moviments vibratoris del terreny i deformació superficial (plegament o ruptura) quan ha causat deformació de les formes del relleu o dels dipòsits geològics durant els últims 500.000 anys de manera recurrent o, almenys, un cop durant el últims 35.000 anys; quan presenta una associació raonable amb un o més terratrèmols de moderats a forts, o amb una activitat sísmica sostinguda, usualment acompanyada de deformació superficial; o quan hi ha una associació estructural amb una falla capaç de produir terratrèmols d’acord amb els criteris anteriors, de manera que quan es produeixi moviment en una, sigui raonable pensar que també se’n produirà a l’altra. Per a poder aplicar aquest criteri calen les dades geològiques, en particular les que dona la paleosismologia.
Les falles actives als Països Catalans
Les falles dels Països Catalans de més de 10 km de longitud, susceptibles d’activar-se sota el camp d’esforços present, es poden classificar en cinc grups.
Representació de les principals falles actives de la zona de cisalla de les Bètiques Orientals, amb la situació dels epicentres dels grans terratrèmols històrics ocorreguts en aquesta zona. Cal observar que les falles orientades aproximadament NE-SW es comporten com laterals sinistres, mentre que la falla del Baix Segura, de direcció E-W, és un encavalcament.
Moreno, 2011.
Primerament, les falles que han produït deformacions cosísmiques de la superfície de manera recurrent des del Pleistocè superior, o bé han causat algun terratrèmol de moderat a fort en els temps històrics. Els relleus relacionats amb aquestes falles denoten una activitat durant, almenys, els temps plioquaternaris. Són falles capaces de produir terratrèmols destructius.
Un segon grup és el de les falles que es poden associar a sismicitat instrumental de baixa a moderada, fet que indica lliscaments sobtats de petits segments d’aquestes falles o de falles menors associades. Són candidates a ser capaces de produir terratrèmols destructius. Estudis paleosísmics o de topografia de precisió poden precisar-ho.
En tercer lloc, les falles que es poden associar a sismicitat instrumental de baixa a moderada i, a més, els relleus associats a les falles presenten morfologies comparables a les falles del primer grup. A la mar s’observa la unitat sedimentària plioquaternària afectada per la falla. A falta de confirmació paleosismològica, s’haurien de considerar com a hipotèticament capaces de produir sismes destructius.
El quart tipus serien les falles els relleus associats a les quals presenten morfologies comparables a les del primer grup, però que no presenten activitat sísmica instrumental associada: com les del tercer grup, són hipotèticament capaces de produir terratrèmols destructius.
Un darrer grup reuneix les falles que no mostren cap indici d’activitat recent.
Des del punt de vista de l’activitat de les falles, als Països Catalans es poden considerar tres regions. La regió més meridional forma part de la serralada Bètica i la seva estructura activa més septentrional és la falla de Crevillent. És una regió propera a la vora de les plaques europea i africana que, a la Mediterrània occidental, s’acosten a una velocitat compresa entre 4,5 i 5,6 mm/any. Bona part d’aquesta convergència és absorbida al SE de la península Ibèrica per les falles que formen la zona de cisalla de les Bètiques Orientals, on es troben les falles més actives de la península Ibèrica. Aquest sistema de falles s’estén des de l’interior de la mar d’Alborán fins a la conca del Baix Segura, al sud d’Alacant.
A la zona central dels Països Catalans es troba un sistema de falles normals, gairebé paral·lel a la costa, que a terra (Península i Illes Balears) limiten serres i depressions i a la mar Catalanobalear defineixen un seguit de conques neògenes. De sud a nord, s’estenen des del front de la serralada Bètica, afecten la part més oriental dels Pirineus i segueixen cap a la vall del Roine. Es van formar durant l’extensió neògena i una part es mantenen actives. L’orientació del camp d’esforços actual és essencialment el mateix que les va generar.
Als Pirineus també hi ha falles actives que han produït terratrèmols destructius. Algunes obeeixen també a l’extensió neògena, mentre que en l’activitat d’altres hi té un paper important la compensació isostàtica diferencial lligada a l’aixecament i l’erosió de la serralada.
La falla del Baix Segura en el marc de la zona de cisalla de les Bètiques Orientals
La zona de cisalla de les Bètiques Orientals és constituïda per un seguit de falles que es relleven, orientades a grans trets NE-SW. De sud a nord són les falles de Carboneras, Palomares, Alhama de Múrcia, Carrascoy i Baix Segura.
La falla de Carboneras
La falla de Carboneras és una falla de direcció sinistra, orientada NE-SW. És extraordinàriament rectilínia i té una longitud de 150 km –50 km en terra i 100 km en la mar d’Alborán–. Si bé presenta escassa sismicitat instrumental associada, les característiques geomorfològiques (desplaçament de torrents en terra i de canals submarins en mar, entre d’altres) expressen el seu caràcter actiu.
L’estudi paleosismològic amb l’excavació de rases ha posat de manifest sis paleoterratrèmols, els tres últims ocorreguts durant els darrers 40.000 anys. Això suggereix un període mitjà de recurrència d’uns 13.000 anys. La dislocació d’un paleocanal molt recent mostra un mínim de dos esdeveniments, l’últim dels quals seria posterior a un moment comprès entre els anys 775 i 934, edat dels dipòsits del canal. El desplaçament d’un esdeveniment fóra de l’ordre d’1,5 m i correspondria a un terratrèmol de magnitud al voltant de 6,9. A partir de l’estudi dels canals desplaçats per la falla, en terra i en mar, s’ha pogut establir, per diferents períodes entre el Pliocè i l’Holocè, que la taxa de lliscament direccional sinistre és compresa entre 1,1 i 1,3 mm/any. Les dades del GPS indiquen un lliscament direccional d’1,5 + 0,7 mm/any amb un component compressiu menor. Tenint en compte el desplaçament per esdeveniment observat, aquestes taxes implicarien períodes mitjans de recurrència lleugerament superiors als 1.000 anys. Aquest valor és molt més realista que l’obtingut mitjançant les estructures analitzades a les rases, ja que el medi sedimentari analitzat en terra ferma presenta importants llacunes de registre. L’últim esdeveniment observat indica que el terratrèmol que l’any 1522 va destruir la ciutat d’Almeria va ser produït per la ruptura d’un segment de la falla de Carboneras, part en terra i part en mar, que donà lloc a un tsunami, els dipòsits del qual han estat localitzats a la costa del golf d’Almeria, prop del cap de Gata. El màxim sisme que podria produir la falla de Carboneras si es trenqués sencera, cosa que no s’ha de descartar donada la seva rectiliniaritat, tindria una magnitud propera a 7,6.
La falla d’Alhama de Múrcia
La falla d’Alhama de Múrcia és també una falla direccional sinistra, d’uns 85 km de longitud que limita la depressió del Guadalentín pel NW. La seva geomorfologia –facetes triangulars, escarpaments en materials quaternaris, etc.– denota la seva activitat i al seu voltant s’hi registra una notable activitat sísmica amb esdeveniments moderats. Tot i així en temps històrics s’hi han produït dos terratrèmols d’intensitat VIII i, recentment, el 12 de maig de 2011, un sisme de magnitud 5,1 va afectar la ciutat de Llorca, situada sobre la falla, i causà destruccions materials i nou morts.
Se la considera dividida en diversos segments amb característiques estructurals ben diferenciades. S’han obert rases i s’ha estudiat paleosismològicament el segment entre Llorca i Totana i l’acabament meridional de la falla, el segment que va de Llorca a Góñar. En aquest segment meridional s’ha detectat un mínim de sis paleoterratrèmols, amb magnituds compreses entre 6,5 i 6,8. En el segment entre Llorca i Totana s’han trobat tres esdeveniments durant el últims 27.000 anys, l’últim molt recent (poc abans de l’any 1650). El període mitjà de recurrència que se’n dedueix és d’uns 14.000 anys, semblant al que amb l’estudi d’esdeveniments individuals s’ha obtingut a la falla de Carboneras, i que cal pensar, pels mateixos motius que en aquesta altra falla, que aquest valor deu ser força més gran que el real. El terratrèmol màxim esperable en aquest segment tindria una magnitud compresa entre 6,1 i 7,0.
Les falles de Carrascoy i Palomares
Les falles de Carrascoy i Palomares presenten longituds i orientacions semblants a les anteriors. A la falla de Carrascoy s’han detectat escarpaments de falla que deformen la superfície de ventalls al·luvials quaternaris. No s’han observat terrenys del Pleistocè superior o Holocè deformats directament per la falla de Palomares, però sí falles secundàries relacionades amb la de Palomares que tallen sòls recents. Així, tot i que encara no s’hi han dut a terme estudis paleosísmics, hi ha criteris per a considerar-les actives.
La falla del Baix Segura
Anticlinal hectomètric situat en el flanc septentrional de l’anticlinal de Benejússer que deforma materials del Pliocè inferior (quadre de la figura següent). Correspon a l’esmorteïment d’una de les branques frontals de l’encavalcament del Baix Segura. Al fons, la plana del Baix Segura.
Pere Santanach.
La falla del Baix Segura és la responsable del terratrèmol de Torrevella (1829) i altres sismes de moderats a forts que s’han succeït durant el últims 500 anys. És la continuació cap al NE de la falla de Carrascoy i limita pel sud la depressió del Baix Segura. Té una direcció ENE-WSW i s’estén des de Zeneta, al sud d’Oriola, fins a Guardamar i, més enllà, s’endinsa en la mar. És un encavalcament cec dirigit cap al nord, amb diverses ramificacions al seu front que en superfície es tradueixen en plecs anticlinals asimètrics, vergents cap al nord.
S’hi poden distingir tres segments, limitats per falles transversals, que en superfície es caracteritzen, d’oest a est, per l’anticlinal d’Urchillo (Orxell), l’anticlinal de Benejússer i l’anticlinal de Guardamar, en el nucli dels quals afloren els terrenys pliocens. El primer és el més serrat, amb el flanc septentrional vertical, el de Benejússer no ho és tant i el de Guardamar és molt lax. El canvi d’estil és compensat per les falles transversals. Una falla transversal separa l’anticlinal de Guardamar del segment submarí de la falla, encara poc estudiat. Al mateix temps que el moviment de l’encavalcament creava els relleus anticlinals, es formava al nord d’aquests una depressió, la conca del Baix Segura, amb la zona de màxima subsidència arran del front de l’encavalcament, fet que ha condicionat la localització del tram final del curs del Segura. Prop del front de l’encavalcament els terrenys de la unitat sedimentària superior dipositada durant els últims 15.000 anys (Pleistocè terminal-Holocè) supera els 30 m de potència. Perfils sísmics d’alta resolució han mostrat la deformació dels terrenys holocens.
Plecs en els terrenys recents que esmorteeixen el moviment de les branques frontals de l’encavalcament cec del Baix Segura. La línia discontínua correspon a l’última capa abans de l’inici del plegament, fa uns 4 milions d’anys. Cal notar l’afectació dels terrenys holocens i la discordança intraholocena. Cada plec se situa enfront de l’acabament d’una branca de la falla.
Alfaro i altres, 2002.
A partir de l’edat aproximada de la deformació en superfície i dels desplaçaments en profunditat calculats, s’han estimat, mitjançant modelització, la taxa de lliscament i el període de recurrència per a terratrèmols de magnituds 7 i 6,7. La taxa de lliscament seria compresa entre 0,75 i 1 mm/any i el període de recurrència, entre 1.000 i 2.000 anys. A partir de marcadors geològics s’ha estimat la taxa del component vertical del desplaçament. A partir del decalatge vertical del sostre del Pliocè marí s’obtenen valors compresos entre 0,07 i 0,15 mm/any, segons quan es consideri que ha començat l’activitat que ha creat aquest decalatge. La comparació de les dades d’un perfil d’anivellament d’alta precisió realitzat el 2003 amb les obtingudes per l’Instituto Geográfico Nacional (IGN) l’any 1976 donen velocitats verticals de 0,2 mm/any.
Gravat que encapçala el full Relación sucinta de las desgracias, que han causado en Orihuela y pueblos de su huerta y campo, los terremotos de la tarde del 21 de marzo del corriente año 1829, imprès a Oriola l’11 d’abril de 1829. Mostra la quasi total destrucció de Torrevella, Guardamar, Almoradí i Benejússer, a banda de destruccions parcials a Elx i Oriola.
En aquesta falla no s’han pogut realitzar estudis paleosísmics directes, atès que es tracta d’una falla cega. A més a més, la unitat holocena de la conca del Baix Segura presenta el nivell freàtic molt proper a la superfície i la seva part superficial està molt alterada per l’activitat de l’home. Els fenòmens de liqüefacció han permès, però, una aproximació indirecta. Es té constància de nombroses manifestacions de liqüefacció com a conseqüència del terratrèmol de Torrevella del 1829. En sis sondatges d’uns 40 m de profunditat es van identificar 25 nivells liqüefactats, i 17 datacions radiomètriques amb carboni 14 van permetre establir les isòcrones dels últims 8.000 anys. A partir d’aquestes dades es va poder fonamentar que el període de recurrència dels terratrèmols capaços de generar liqüefacció al Baix Segura era d’uns 1.000 anys. Cal tenir present que, tot i que l’encavalcament del Baix Segura és la falla sismogènica més activa de la regió, alguns terratrèmols podrien haver estat produïts per altres estructures actives.
Cal destacar la coherència dels paràmetres sísmics obtinguts mitjançant mètodes independents (modelització, a partir de marcadors geològics, anivellament d’alta precisió i anàlisi de la liqüefacció).
La falla de Crevillent
La falla de Crevillent és una falla inversa amb component lateral sinistra de direcció ENE-WSW que limita pel nord la depressió del Baix Segura. Els materials de la vora nord de la conca del Baix Segura són d’edat miocena a quaternària i presenten discordances progressives. Al llarg de la falla s’observen diversos anticlinals que s’han continuat plegant durant el Quaternari, i mostren així el caràcter actiu de la falla. No s’hi han dut a terme estudis paleosismològics.
Les falles extensives geògenes encara actives
Mapa de les falles extensives de la part central dels Països Catalans.
Perea i altres, 2006.
El mapa de les falles formades durant l’extensió neògena –en el trànsit del Paleogen al Neogen a les serres i depressions costaneres i al marge NW del solc de València, i durant el Miocè superior a les Balears– mostra, entre Tarragona i València, on pràcticament no hi ha sismicitat instrumental ni històrica, un bon nombre de falles associades a morfologies que delaten una activitat recent i conti nuada durant el Pliopleistocè. Els fronts muntanyosos relacionats presenten, entre d’altres, facetes triangulars, conques de drenatge perpendiculars al front, escarpaments de falla en materials quaternaris i, en alguns casos, falles menors associades que afecten ventalls al·luvials pleistocens. Falles amb aquestes característiques es troben al llarg de totes les serres i depressions costaneres. Com a primera aproximació als paràmetres sísmics de les falles amb aquestes característiques s’han calculat la taxa de lliscament a partir del desplaçament de marcadors geològics de diferents edats (s’ha suposat una edat plioquaternària per a les facetes triangulars més recents) i el període mitjà de recurrència a partir de la dada anterior i el terratrèmol màxim, que depèn de la longitud de la falla. S’han obtingut taxes de lliscament compreses entre 0,013 i 0,14 mm/any i períodes de recurrència mitjans d’entre 3.000 i 100.000 anys, en tots els casos superiors al lapse de temps cobert pel registre històric de la sismicitat.
La falla del Camp de Tarragona
Escarpament que reflecteix la falla del Camp de Tarragona i afecta ventalls al·luvials anteriors a 300.000 anys i 125.000 anys i també de posteriors a 125.000 anys. Aquests ventalls s’han desenvolupat al peu dels relleus formats per materials mesozoics i paleozoics i són deguts a l’activitat de la falla. La distribució de les facetes triangulars denota la complexitat de la traça, en superfície, de la falla del Camp de Tarragona. (S’ha indicat la situació del tall de la figura següent).
Santanach i altres, 2001.
Una de les falles associades a morfologies amb les característiques descrites és la del Camp de Tarragona. El seu estudi paleosismològic ha mostrat que ha produït de manera recurrent durant els temps recents ruptures de la superfície amb els corresponents sismes forts.
La falla del Camp de Tarragona, situada al sud de la ciutat, limita la depressió del Baix Camp pel NW, i la separa així de les serres de Miramar, Prades i Llaberia. El seu segment més meridional, entre Mont-roig del Camp i la costa, és el que presenta característiques més patents d’activitat recent. Al peu del front muntanyós, cobrint totalment els dipòsits neògens de la depressió, s’estenen fins a la costa diverses generacions de ventalls al·luvials que han estat datats mitjançant diverses tècniques (carboni 14, termoluminescència, urani/tori, paleomagnetisme, anàlisi pol·línica). Els ventalls més antics són del Pleistocè inferior (Matuyama terminal, anteriors a 735.000 anys) i a la seva superfície presenten calitxs molt ben desenvolupats, que han donat una edat de 300.000 anys. A sobre, separats per una superfície d’erosió amb incisions importants, es troben ventalls més recents, d’edat compresa entre els 300.000 i els 125.000 anys. Al damunt de tot hi ha ventalls de menor extensió posteriors a 125.000 anys. Un escarpament de falla discontinu afecta ventalls de les tres generacions. L’anàlisi de les superfícies desplaçades per la falla al llarg de l’escarpament ha permès acotar una taxa de lliscament per als últims 125.000 anys d’entre 0,02 i 0,08 mm/any.
El comportament sísmic de la falla ha estat demostrat per la presència d’estructures de liqüefacció, els dics clàstics associats i les característiques dels tascons col·luvials relacionats amb episodis de lliscament de la falla, entre d’altres.
Secció natural de l’escarpament de la falla del Camp de Tarragona en el penya-segat de la costa, prop de l’Almadrava, on la falla s’endinsa en la mar. S’observa la superfície de 125.000 anys flexionada i clarament dislocada per ruptures amb desplaçaments d’ordre mètric.
Pere Santanach.
Secció d’una rasa oberta a través de l’escarpament de Mont-roig del Camp (situació a la figura anterior) i restitució a la situació prèvia als dos esdeveniments que s’observen. L’últim, que comporta una dislocació de la superfície d’entre 40 i 100 cm, queda ben registrat per un tascó col·luvial. El penúltim, anterior a les unitats B i C i del qual no s’observen dipòsits cosísmics, implica un desnivellament d’entre 140 i 200 cm i podria correspondre de fet a dos terratrèmols.
Santanach i altres, 2001.
Encara que la taxa de sedimentació és inferior a la de lliscament de la falla i que l’erosió és molt important, l’anàlisi de vuit rases obertes a través de la falla ha permès identificar sis esdeveniments sísmics durant els últims 300.000 anys. Estimacions fetes mitjançant diferents aproximacions donen períodes mitjans de recurrència compresos entre els 25.000 i els 50.000 anys; és raonable pensar que un valor proper a 25.000 seria més realista. Des de l’últim esdeveniment haurien transcorregut entre 3.000 i 805 anys. D’acord amb els desplaçaments per esdeveniment observats, el terratrèmol màxim esperable tindria una magnitud aproximada de 6,7. Aquesta magnitud és coherent amb la longitud del segment de la falla que ha trencat posteriorment als 125.000 anys (24 km) si es té en compte que la falla es prolonga dins la mar uns 10 km. Al penyasegat de la costa, ben a prop de la central nuclear de Vandellòs, situada dins la zona de falla, es pot observar la superfície del ventall de 125.000 anys d’edat clarament afectada per la deformació.
La falla d’Amer
Esquema geomorfològic de la falla d’Amer. La traça de les diferents branques de la falla són ressaltades per les facetes triangulars i petits ventalls al·luvials al peu del front muntanyós generat per l’acció de la falla. La plana d’en Bas correspon al rebliment de la conca lacustre ocasionada pel barratge del curs del Fluvià per una colada de lava procedent del volcà Croscat.
Ferrer i altres, 1999.
La falla d’Amer o del Brugent també està associada a morfologies molt expressives d’activitat recent i continuada i, en bona part, va ser la responsable de la crisi sísmica del segle XV.
La falla d’Amer forma part del sistema de falles normals NW-SE que durant el Neogen superior van donar lloc a les serres transversals i a la fossa de l’Empordà. La falla d’Amer presenta dos segments. El septentrional, de direcció NNW-SSE, té 15 km de longitud, limita per l’oest la plana d’en Bas i s’estén cap al N fins més enllà de la vall de Bianya. El meridional, d’orientació NW-SE, té 17 km de longitud i segueix cap al S per l’oest de la vall del Brugent fins passada la confluència d’aquest riu amb el Ter. La falla supera els 30 km de longitud i presenta morfologies força homogènies al llarg de tota la seva extensió: un sistema de facetes triangulars ben desenvolupat, conques de drenatge perpendiculars a la falla i petits ventalls de materials molt grollers amb els àpexs dins del front muntanyós que cobreixen la falla.
La part del segment meridional situada entre Amer i l’extrem sud de la falla va ser responsable de la seqüència sísmica de març del 1427, mentre que el desplaçament sobtat d’una petita part del segment septentrional, centrada en la vall de Joanetes, hauria estat la causant del terratrèmol que va destruir Olot el 15 de maig del mateix any. El terratrèmol del dia de la Candelera del 1428, que havia estat atribuït a diferents falles, sembla que podria haver estat causat per l’activació de la part més septentrional de la falla d’Amer.
Terratrèmols de les magnituds dels de l’any 1427 difícilment haurien produït escarpaments en superfície, que, d’altra banda, no són descrits en els detallats relats històrics. La ruptura de la totalitat de la falla, que implicaria terratrèmols d’una magnitud compresa entre 6,5 i 7, podria produir-ne i podrien ser detectats mitjançant estudis paleosísmics. Fins ara, però, no se n’han realitzat amb èxit a causa de les condicions d’erosió i sedimentació que durant els temps recents han imperat a la zona de la falla. A la vall del Brugent ha predominat àmpliament l’erosió i són molt poques les restes de terrenys quaternaris situades sobre la traça de la falla. A la plana d’en Bas és molt difícil la localització d’estructures cosísmiques (tascons col·luvials, per exemple) a profunditats assolibles amb rases a causa primerament de l’alta taxa de sedimentació dels dipòsits que omplen la conca lacustre, creada fa uns 17.000 anys per l’embassament del Fluvià com a conseqüència de la presa formada per la colada de Boscdetosca procedent del volcà Croscat; i en segon lloc de la llarga durada dels períodes de recurrència previsibles (entre 4.000 i 25.000 anys).
Les falles actives als Pirineus
Principals falles actives a la zona axial dels Pirineus catalans. 1 Falla del nord de la Maladeta. 2 Falla de la Cerdanya-Conflent. 3 Falla del Capcir. 4 Falla de la Tet. 5 Falla del Tec o de l’Albera. La falla del nord de la Maladeta és l’única que ha produït grans terratrèmols coneguts.
Ortuño, 2008.
Els Pirineus constitueixen la segona regió amb més sismicitat de la península Ibèrica. Això no obstant, se n’han descrit poques falles actives, a causa fonamentalment de les dificultats que planteja reconèixer falles amb baixa taxa de lliscament en regions de fort relleu. Tot i que el registre instrumental es caracteritza per terratrèmols petits i moderats, la sismicitat històrica –amb un mínim de quatre grans terratrèmols (intensitat de VIII a IX) durant els últims 650 anys– és indicativa del potencial sísmic de les falles pirinenques. L’últim d’aquests sismes destructius va tenir lloc el 1750, fa més de 250 anys. Als Pirineus catalans destaca la zona de la Vall d’Aran i la Ribagorça, on l’any 1923 va tenir lloc el terratrèmol de Viella (M = 5,2), i el 1969 es van produir dos terratrèmols de M = 4. El 1373 hi havia esdevingut un terratrèmol destructiu d’intensitat IX. A la part més oriental de la serralada cal esmentar el recent terratrèmol de Sant Pau de Fenollet, del febrer del 1996, amb una magnitud de 5,2.
A les parts altes de la serralada, les restes de peneplanes altes formades abans de l’establiment del drenatge glaciofluvial quaternari s’han usat com a marcadors geomorfològics per a identificar l’activitat recent de diverses falles.
La falla del nord de la Maladeta
La falla del nord de la Maladeta se situa a la Vall d’Aran, en el límit nord del batòlit granític de la Maladeta, que s’estén entre les valls de Benasc i de la Noguera Pallaresa. Limita pel sud amb les restes de la superfície d’aplanament prequaternària, basculada cap al sud per l’acció d’aquesta falla. En la fotografia, el pla de Prüedo, entre l’Aiguamòg i Valarties i la faceta triangular, degradada, del vessant nord del pic de Salana, al peu de la qual transcorre la falla.
M. Ortuño.
La falla del nord de la Maladeta, situada al vessant meridional de la Vall d’Aran, desplaça una d’aquestes peneplanes, i en el seu bloc enfonsat donà lloc a la petita conca sedimentària de Prüedo durant el Miocè superior. El front muntanyós definit per aquesta falla presenta facetes triangulars. Aquesta és una falla normal, que es desenvolupa aprofitant una part de l’encavalcament de Gavarnia verticalitzat. Té uns 30 km de longitud i una orientació WNW-ESE. La taxa de lliscament de la falla des del Miocè superior és compresa entre 0,04 i 0,09 mm/any. Les dades instrumentals i la bona qualitat de les dades macrosísmiques han permès atribuir a aquesta falla el terratrèmol del 1923.
També es pensa que és la causant del terratrèmol catastròfic del 1373, perquè és l’única estructura amb evidències d’activitat recent situada dins de l’àrea epicentral determinada a partir de les dades macrosísmiques que té una longitud suficient per a donar lloc a un terratrèmol d’aquesta magnitud.
La falla de la Cerdaya-Conflent
La falla de la Cerdaya-Conflent també desplaça una superfície d’erosió, té uns 80 km de longitud i presenta un sistema de facetes triangulars ben desenvolupat. Té una orientació NE-SW i limita pel SE la depressió de la Cerdanya i pel NW el massís del Canigó. La seva activitat ha donat lloc a les depressions de la Cerdanya i el Conflent. Durant el Pliopleistocè s’ha comportat com una falla normal. Si bé estructuralment es pot dividir en segments d’entre 10 i 20 km i durant els temps històrics i instrumentals no ha causat cap terratrèmol de consideració, la seva longitud li confereix un gran potencial sismogènic.
Altres falles dels Pirineus
Cal esmentar altres falles al Pirineu Oriental amb característiques geomorfològiques que denoten una activitat recent continuada. La falla del Capcir, de 20 km de longitud i direcció N-S, que limita el semigraben del Capcir per l’est, desplaça una superfície d’aplanament lleugerament inclinada cap a l’est en ambdós costats de la falla i presenta facetes triangulars ben manifestes. La falla de la Tet, que limita pel nord la depressió del Conflent; i la falla del Tec o de l’Albera, que separa aquesta serra de la plana del Rosselló, és formada per dos segments de 20 km de longitud de direcció ENEWSW, units per un curt segment NE-SW. Presenta facetes triangulars i desplaça ventalls al·luvials del Riss.