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12. LA CUENCA DE ALBORÁN, UN VIAJE AL FONDO DEL MAR

D. Víctor Díaz del Río EspañolDr. En Ciencias Geológicas.

Investigador Científico del Instituto Español de Oceanografía

Es Doctor en Ciencias Geológicas por la Universidad Complutense de Madrid, e Investigador Titular del Instituto Español de Oceanografía (Ministerio de Ciencia e Innovación). En el año 1978 inicia su actividad investigadora, cooperando en los proyectos bilaterales hispano-norteamericanos que se desarrollan en la plataforma continental de Galicia y en el Levante español. Participa en el estudio del Estrecho de Gibraltar, relacionado con el análisis de la viabilidad de un enlace permanente entre Europa y África. Realiza, para el Ministerio de Fomento, el primer estudio del litoral desarrollado en España, orientado a la prospección de áridos para la realimentación de playas. Coopera con el Ministerio de Defensa en algunos estudios de zonas estratégicas.A partir del año 1991 centra su actividad en el estudio del Golfo de Cádiz, donde investiga sobre los factores geoambientales que determinan la expulsión de metano. En los últimos años ha participado en el estudio de los ecosistemas vulnerables que se localizan en los depósitos profundos de Hatton Drift (Hatton-Rockall Plateau, Cuenca de Islandia).En relación con la gestión científica, ha sido Director del Centro Oceanográfico de Murcia (IEO). Es miembro de la Comisión Nacional de Geología (Ministerio de la Presidencia) y del Grupo de Trabajo ad hoc para el Estudio de la Extensión de la Plataforma Continental (UNCLOS). Ha formado parte de la Comisión de Expertos Científicos para la valoración del desastre del Prestige.En el ámbito de la actividad académica, ha sido Profesor en la Universidad Internacional Menéndez y Pelayo, y en la actualidad es Profesor en el MASTER de Ingeniería de Puertos y Costas que se imparte en el Centro de Estudios y Experiencias de Obras Públicas (CEDEX) en colaboración con la Universidad Politécnica de Madrid. Ha tutelado 12 becas de estudiantes universitarios y codirigido 6 Tesis de Licenciatura y 4 Tesis Doctorales. Ha participado en 8 proyectos internacionales y 25 nacionales. En la actualidad coordina el Proyecto LIFE centrado en el estudio de los habitats relacionados con las zonas de expulsión de metano en el Golfo de Cádiz.

D. Víctor Díaz del Río Español.

Dr. En Ciencias Geológicas.Investigador Científico del InstitutoEspañol de Oceanografía.

1. IntroduccIón

La observación del globo terrestre, y más concretamente de la zona atlántica del Hemisferio Norte, nos permite contemplar la curiosa distribución que tienen las tierras y los mares. Un conjunto intrincado de islas (Británicas, Islandia, Svalvard, Faeroe, Shetland, …etc), dispersas y de muy diversos tamaños, jalonando la masa continental y enclaustrando, de esta manera, una parte de las aguas oceánicas. Si concentramos nuestra mirada en los mares europeos y en el propio continente euroasiático, podremos concluir que el mar Mediterráneo, siendo importante en térmicos climáticos y oceanográficos, no representa más que una curiosidad geográfica más del rosario de mares que caracterizan esta parte del mundo. Desde esta perspectiva, el Océano Atlántico se presenta como el área marina dominante que todo lo controla, y junto a él aparece un cadena de mares menores, Mar de Barents, Mar de Noruega, Mar Báltico, Mar del Norte, Mar Céltico, Mar Cantábrico, …etc., y el propio Mar Mediterráneo que junto al Mar Negro rematan el brazo marino que se adentra en el continente, colándose entre las elevadas cadenas montañosas alpinas constituidas por el Atlas y la Bética. Desde esa perspectiva atlántica, nos encontramos con que las aguas marinas mediterráneas, en sentido amplio, no son más que un ramal del propio océano que se adentra en un espacio constreñido por los continentes europeo y africano. Esto es lo que los geógrafos denominan un mar epicontinental. Pero esta masa de agua marina encierra grandes sorpresas, escondiendo muchos misterios que aún quedan

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representar auténticas fronteras fisiográficas: al Norte se encuentra el borde septentrional de la Península Ibérica representada por la encrespada Cordillera Bética, al Sur se dispone la Cordillera del Atlas de no menor envergadura que la anterior, y al Oeste se encuentra el Estrecho de Gibraltar, auténtico portal mediterráneo que ejerce un papel determinante en la dinámica de las aguas marinas de Alborán. Pero es, precisamente, al Este donde sus límites son más difusos, al no existir una frontera física tangible, razón por la cual tenemos que buscar su frontera en algún fenómeno oceanográfico que permita establecer un deslinde geográfico que cierre por levante esta unidad marina.

Afortunadamente, y gracias al fortísimo dinamismo que imprime el chorro de agua atlántica entrante, podemos encontrar esta frontera en el denominado Frente Almería/Orán, que nos permitiría trazar una línea imaginaria que une ambas ciudades, constituyendo así el límite geográfico que tanto buscamos. Esta línea imaginaria tiene su correspondiente en un límite oceanográfico ocasionado por el choque de dos frentes marinos constituidos por masas de agua con características diferentes y cuya colisión determina la formación de una franja, fácilmente visible, que parece transcurrir en la dirección precitada.

Más sencillo es establecer los límites de la Cuenca de Alborán, o sea, los límites geográficos que ocupan los fondos marinos. Tengamos en cuenta que hemos de imaginar esta zona mediterránea desprovista de agua marina. Entonces contemplaríamos únicamente los substratos geológicos que sostiene la ingente masa de agua que compone el Mar de Alborán. Pues bien, en términos de cuenca nos encontramos con que, al Norte y al Sur tenemos las mismas fronteras continentales que posee el propio mar, pero con la salvedad de que ahora utilizamos los litorales para definir mejor sus bordes geológicos y, de esa manera, poder comprender la naturaleza de los depósitos que encontramos en los fondos someros y profundos.

Al Oeste limita con los altos estructurales que dominan los fondos del Estrecho de Gibraltar: Crestas de Hispalis, Umbral de Camarinal, …etc. En este punto cardinal hemos de ser un poco laxos a la hora de establecer un límite concreto, pues la práctica geográfica establece una unidad independiente constituida por el propio Estrecho de Gibraltar. Por el Este sus límites son más concretos, puesto que que podríamos trazar una borde neto que deslinda la Cuenca de Alborán de la Cuenca, más profunda, Algero Balear. Los relieves que

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por descubrir, no solamente en el seno de sus aguas si no también, y con fenómenos más intrigantes, en el fondo de su cuenca.

Con este término, cuenca, queremos señalar la cavidad geológica que contiene las aguas marinas. Pues bien, la cuenca mediterránea se configura como un verdadero puzzle de piezas muy variadas que se han ido formando, y encajando unas con otras, a medida que la zona ha ido evolucionando con el paso del tiempo geológico. De la misma manera que dentro del Mar Mediterráneo reconocemos unidades marinas de carácter menor, atendiendo a criterios regionales, como son el Mar Jónico y el Mar Egeo, también podemos reconocer unidades de dimensiones menores en la propia cuenca profunda. Así diferenciamos dos grandes subunidades: Cuenca Oriental y Cuenca Occidental, ambas separadas por el Estrecho de Sicilia. Dentro de ellas, también se pueden diferenciar otras subunidades menores: Cuenca de Alborán, la Cuenca Algero Balear, …etc, que se diferencian unas de otras por ciertos rasgos geomorfológicos y estructurales.

Pues bien, ahora centramos nuestro interés en el análisis de los principales rasgos de la Cuenca de Alborán, recurriendo a la abstracción mental de substraerla del conjunto mediterráneo y así someterla a un minucioso escrutinio que nos permita conocerla mejor. Son muchos los aspectos que los científicos todavía no conocemos en detalle, aunque sí podemos decir que existe un conocimiento general, suficientemente documentado como para permitirnos ir estudiando con mayor detalle cada uno de los aspectos de mayor interés.

La discusión transcurrirá observando las formas del relieve submarino y analizando su origen y su evolución. Esto nos permitirá imaginar como fue la historia pasada de una cuenca tan compleja como esta y, a la vez, nos facilitará la comprensión de su posible evolución futura. Aquí defenderemos la idea de que la actual configuración de la cuenca, y su naturaleza geológica, así como la morfología de sus relieves, son la consecuencia de la convergencia y combinación de muy diversos factores, entre los que destacan: (1) la estructura y la sismicidad de la zona; (2) las oscilaciones del nivel marino acontecidas durante el Cuaternario.

2. rasgos geográfIcos

El Mar de Alborán ocupa el extremo occidental del Mar Mediterráneo. Tres de sus límites geográficos son fácilmente reconocibles por

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su más amplia complejidad geomorfológica. En los mapas en los que se ha sustituido el tono azul de las aguas marinas por la representación de los relieves oceánicos, podemos apreciar las diferencias sustanciales que existen entre los fondos profundos de unos mares y otros. Observamos, por ejemplo, como el Mar Céltico y el Mar del Norte cubren una extensa plataforma continental, muy aplacerada, que no alcanza el centenar de metros de profundidad. Son mares muy someros. Sin embargo, el Mar de Alborán, teniendo unas dimensiones bastante más reducidas que cualquiera de aquellos dos, llega a alcanzar los 1.200 metros de profundidad y encierra una diversidad de relieves propia de un océano. Es un mar profundo.

Figura 2. Esquema de los relieves que circundan la Cuenca de Alborán y de las principales unidades que destacan en el interior de la cuenca. En un color azul oscuro se señala la Cuenca Algero Balear que marca un límite neto, a levante, de la unidad geológica que estamos analizando.

3. oceanografía

La influencia del Océano Atlántico, que se hace notar a través del Estrecho de Gibraltar, es el principal factor que caracteriza la dinámica marina de la región y que se manifiesta por las fuertes

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se observan en el fondo marino, y que han sido cartografiados con extraordinario detalle gracias a las modernas técnicas de prospección (multihaz y topas) instaladas a bordo de los buques prospectores, permiten trazar una línea sinuosa de Sur a Norte, que uniría el extremo oriental del Escarpe de Habibas y de Yusuf, con el Alto de Al-Mansour, para finalizar al pié del talud continental ibérico en los bancos de Almería. Traspasando esa línea, se accede a unos fondos marinos más profundos, constituidos por sedimentos superficiales muy finos y homogéneos y sin apenas relieves notables.

Figura 1. Distribución de los relieves insulares y continentales en Europa Occidental. Una de las sorpresas que encierra el fondo del mar, es la enorme diversidad de relieves que posee y que la masa marina nos impide ver en

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giro anticiclónico, adaptándose a la morfología de la costa ibérica y, en parte, al del talud continental superior. Su influencia con el enriquecimiento de nutrientes que genera, permite al Mar de Alborán transformarse, en cierta medida, como una extensión del Océano Atlántico permitiendo que, incluso, se asienten numerosas especies atlánticas, fito y zoobentónicas.

4. HIstorIa geológIca

El origen de la Cuenca de Alborán hay que interpretarlo a la luz de la evolución geodinámica que ha experimentado la Cuenca Mediterránea Occidental. En ese mismo contexto, se vincula íntimamente a la generación y levantamiento de la cordillera Bética y Rifeña durante la Orogenia Alpina. Al mismo tiempo, debe vincularse a las diversas etapas de fracturación y colapsos que se sucedieron durante la apertura del Estrecho de Gibraltar (Comas et al., 1992; Vázquez, 2001).

Entre los 70 y los 18 millones de años, durante el tiempo transcurrido desde el final del Cretácico y el final del Mioceno inferior, se produjo una fase de compresión tectónica entre las placas de Iberia y África. El movimiento resultante fue un desplazamiento hacia el Oeste de la zona que ahora ocupa la Cuenca de Alborán, arrastrando con ella la ingente cantidad de material que se había acumulado en la zona. Por aquel entonces, estaba sucediendo un proceso colateral que era la apertura del Océano Atlántico Central, y este esfuerzo tectónico de extraordinarias consecuencias, tenía una influencia considerable en el acomodo del espacio que ocupaba el Mediterráneo Occidental.

En las fases finales de este convulso periodo tectónico, se produjo la más abrupta fase de compresión de la Orogenia Alpina. Las tremendas presiones que estaban sufriendo los terrenos alboraneses, determinan su colisión con la placa Ibérica y Africana. Las presiones que tuvieron que soportar las unidades sedimentarias apiladas, favorecieron la imbricación de unas con otras, determinando la formación de las grandes unidades tectónicas que componen actualmente la cordillera Bética y Rif, y generando, de esa manera, el engrosamiento de la corteza continental que llega a alcanzar espesores hasta 38 a 40 km.

En el tránsito al periodo Mioceno Medio, hace unos 16,5 millones de años hasta unos 11 millones de años, se produce un adelgazamiento de la corteza con el consiguiente desarrollo de un conjunto de

corrientes de agua entrante superficiales y salientes en profundidad que lo atraviesan. Este fenómeno se denomina, el intercambio. Dicho fenómeno es fundamental para comprender el patrón de circulación que actualmente posee el Mar de Alborán (Parrilla et al., 1986).

Observado con una perspectiva amplia, se puede decir que, en el conjunto del Mar Mediterráneo, el Mar de Alborán no actúa más que como una zona de transición e intercambio de aguas que es determinante para el equilibrio ecológico y la biodiversidad de este mar regional.

El intercambio de masas de agua, está impulsado por dos fenómenos singulares. Por una parte, el aporte hídrico de origen fluvial (un 10% de lo que pierde por evaporación) y las escasas precipitaciones que recibe el Mediterráneo, con un volumen de agua próximo a los 3.7x106 km3, no son suficientes para compensar la pérdida de agua por evaporación, que ronda los 4.000 km3 de agua al año. Así se genera una diferencia de densidad entre las aguas intercambiadas que, en última instancia, actúa como motor de dicho intercambio. Por otra parte, el desnivel del mar entre ambos lados del Estrecho, de unos 10 cm aproximadamente, crea un gradiente que favorece la entrada de agua atlántica hacia el Mediterráneo. Teniendo esto presente, se puede decir que el Mar Mediterráneo se comporta como una inmensa fábrica de agua de alta densidad.

La estratificación de las aguas en el interior del Mar de Alborán, permite diferenciar tres capas superpuestas en función de su densidad y temperatura que se apilan, de abajo a arriba, en tres unidades: (1) Agua mediterránea profunda occidental. Circula a profundidades superiores de 1000 metros, presentando valores de salinidad de 38.4‰, temperatura de 12.7º C y una oxigenación de 4.2 ml/l. (2) Agua mediterránea intermedia. Fluye hacia el O, entre los 200 y 700 metros de profundidad, con salinidades decrecientes de E a O superiores a los 38‰ (38.45‰ – 38.50‰) y temperaturas que oscilan en torno a los 13.15º C. La oxigenación es de 4.2 ml/l. (3) Agua superficial atlántica. Circula hacia el E en una rango de profundidad de 0 a 150-200 metros, con valores de temperatura entre 9º C y 16º C y salinidades de 36.2‰ a 36.6‰. La estructura que adopta esta capa de agua es casi permanente, si bien adquiere diferentes dimensiones y posiciones en función de la meteorología de cada momento y de las características del intercambio. El flujo entrante sigue una geometría circular, formando el denominado


depósitos evaporíticos. Finalizado el periodo Messiniense se produce la apertura del Mediterráneo por efecto del colapso de los relieves que configuraban el alto de Gibraltar.

Desde el periodo Plioceno Inferior (hace unos 5 millones de años), hasta el Cuaternario reciente (Holoceno) tiene lugar una fase extensional de menor intensidad. Las últimas deformaciones plio-cuaternarias se deben a los mecanismos de compresión experimentada por la zona por efecto del empuje del continente africano. Durante el Cuaternario reciente (hace unos 18.000 años aproximadamente), el cuadro estructural está fuertemente retocado por los bruscos cambios ambientales experimentados durante este periodo geológico y las consiguientes variaciones relativas del nivel marino.

5. rasgos geomorfológIcos

En términos de cuenca, resulta una unidad de carácter menor que no alcanza las grandes profundidades del Mar Jónico ni las profundidades elevadas del Mar Ligur-Provenzal. Sus fondos tienen una estructura poco complicada en comparación con el Mediterráneo Oriental. A grandes rasgos destacan sus tres subcuencas, una dorsal y varios montes submarinos distribuidos al pie de ambos márgenes de la cuenca.

Desde la perspectiva fisiográfica (Mauffret et al., 1992), se puede subdividir en tres grandes unidades: tres subcuencas dispuestas respectivamente al este, oeste y sudeste del área, separadas por un umbral, de dirección SW-NE, sobre el que se sitúa la Isla de Alborán. Dichas subcuencas están limitas por los márgenes continentales ibérico y magrebí, cuyas fachadas emergidas están constituidas por sendas cordilleras que les imprimen un carácter agreste. Estos sistemas montañosos ribereños son los principales suministradores de sedimentos a la cuenca marina. Sin embargo, la influencia de la dinámica de las masas de agua atlántica y mediterránea, tanto en términos de hidrodinamismo como de productividad biológica (pelágica y bentónica), se hace notar de manera espectacular, redistribuyendo sedimentos y recubriendo las unidades recientes con abundantes materiales bioclásticos. No es menor la influencia de los depósitos eólicos procedentes de los desiertos africanos, que son capturados en parte por las aguas marinas y posteriormente decantados a lo largo de la columna de agua y depositados sobre los fondos profundos (Vázquez, 2005).

despegues extensionales que facilitan el hundimiento de la cuenca. La rápida subsidencia así generada, dio paso a la entrada del mar y a la formación de los primeros depósitos marinos sobre un substrato metamórfico. Posteriormente, y durante unos 3 millones de años aproximadamente, se produjo una etapa extensional que facilitó el encaje de un sistema de cuencas menores conectadas entre sí que, con el tiempo, se fueron rellenando de sedimentos y que, en la actualidad, forman las subcuencas menores que hemos mencionado en los epígrafes anteriores.

Figura 3. Distribución de las temperaturas del flujo superficial de agua entrante, formando el giro anticiclónico que ocupa todo el sector occidental del Mar de Alborán. La banda de colores indica las temperaturas más cálidas (en rojo) a las más frías (azules) que delatan la formación del fenómeno de surgencia de aguas profundas, denominado upwelling. La superficie que ocupa este giro es muy variable, al igual que su geometría que varía entre formas circulares y cuasi elípticas.

A finales del Mioceno (Messiniense, hace unos 5.5 millones de años) tuvo lugar el cierre parcial del Mediterráneo, provocado por la compresión entre Iberia y África, y el fuerte descenso del nivel marino acaecido durante dicho periodo y que fue provocado por la implantación de un clima más seco y frío. Debido a este aislamiento de la cuenca, se produjo la pérdida de agua por evaporación cuyo resultado final fue la denominada “crisis de salinidad Messiniense”. Los vestigios de aquella crisis salina se observan hoy en día en el fondo de la cuenca, y está representada por la presencia de potentes


en su mayoría por gneises y leucogneises, sobre cuyas crestas se han observado extensos asentamientos de corales de aguas frías sin presencia de especimenes vivos. Hacia el NE aflora un espolón volcánico, fuertemente fracturado y de morfología muy abrupta, sobre el que se encaja una falla que produce un surco alargado en la misma dirección. Está relleno de sedimentos muy finos que engloban gran cantidad de conchas. El extremo septentrional de este espolón se remata con un pequeño monte, de naturaleza rocosa y con menos depósitos sedimentarios que los que tapizan los montes mayores. Uno de los fenómenos más destacados en el monte Djibouti, es la existencia de varias cicatrices de despegue que parecen indicar un cierto proceso de desmantelamiento de sus vertientes, a juzgar por las fuertes avalanchas de sedimento que se desprenden de su cumbre y de sus propias laderas. Este fenómeno, está siendo investigado con el fin de poder evaluar la pérdida de biodiversidad que, por efecto del enterramiento, pueda acarrear este accidente natural tan frecuente en los fondos marinos profundos de la cuenca.

Figura 4. (Izquierda) Localización de la DA05 sobre un perfil sísmico realizado en el monte Djibouti, en el que se puede apreciar el elevado espesor sedimentario que recubre el sector central del monte (aproximadamente unos 150 metros en su parte central), así como los afloramientos del substrato volcánico a la izquierda del perfil, que están coronados por asentamientos de corales extinguidos; (Derecha) Fotografía de la muestra en bruto de la que se destaca el aspecto masivo del depósito fango arenoso, propio del deslizamiento en el que se ha obtenido la muestra. Una vez tamizada in situ se han identificado algunos fragmentos de escoria de carbón y de roca caliza, acompañados de poliquetos, corales, bivalvos, gasterópodos, ..etc) (Gil et al., 2008).

Por último, el monte El Idrisi es el de menor extensión de los tres montes principales y refleja con mayor notoriedad su naturaleza volcánica que se deduce de las numerosas crestas que se observan en su superficie. Tiene un relieve bastante irregular en el que destacan los surcos y crestas serpenteantes, más o menos paralelos, que se forman en dirección N/S. Tiene una suave depresión central recubierta de sedimento muy fino y

5.1. Subcuenca Occidental

Algunos autores separan una nueva subcuenca en la zona de Málaga/Motril para diferenciarla de la más profunda que quedaría encerrada entre los márgenes ibérico y magrebí. Posee una llanura abisal cuyo fondo máximo alcanza los 1.400 metros. Al Oeste y en relación directa con el Estrecho de Gibraltar se encuentra el canal de Gibraltar que enlaza la cuenca con la salida natural de Mediterráneo.

En su borde ibérico sobresalen, al pie del talud continental, los montes submarinos que componen el conjunto del Banco Djibuti -que integra los montes Avempace, Djibouti y El Idrisi-. Estos montes están siendo objeto de un minucioso estudio (www.ma.ieo.es/deeper/), con el fin de estudiar los posibles asentamientos de ecosistemas vulnerables vinculados a las corrientes profundas de aguas frías. Resulta singular la aglomeración de montes en las inmediaciones de la Dorsal de Alborán, al pie del talud continental suribérico. La explicación geológica es sencilla, pues todos estos montes, de origen volcánico, son el resultado de la expulsión de material ígneo en una zona donde se ha producido un abombamiento del substrato. Este rasgo se puede apreciar en un mapa batimétrico en el que se observa como el monte Avempace queda separado del resto de montes, por un suave surco formado a la profundidad de 900 metros y que discurre en dirección E-O.

El monte Avempace es el que se localiza más cerca de la costa, a unos 45 km de distancia de la ciudad de Málaga. Su morfología es semejante a la de un flan, y se levanta sobre el fondo marino desde profundidades de 900 metros hasta alcanzar una altura de unos 600 metros. Su cumbre, que se localiza a una profundidad de 260 metros, está ligeramente aplacerada con algunas crestas alargadas que se corresponden con afloramientos de rocas volcánicas que han podido ser asentamientos de arrecifes coralígenos.

Por su parte, el monte Djibouti, se sitúa a unos 60 km de la costa, frente a la localidad de La Herradura, provincia de Granada. Su relieve es similar al de Avempace, si bien adopta en planta una forma semicircular. Se eleva sobre el fondo marino unos 500 m, de manera que su cumbre, ligeramente ondulada, queda situada a una profundidad de 275 m. Ocupa una superficie total de 165 Km2. Sobre su cumbre afloran algunos relieves volcánicos, compuestos


rellena de sedimentos muy finos empastando una gran cantidad de conchas. Su borde oriental, observado en la dirección del perfil, asciende en suave pendiente donde se sitúa una pequeña cresta de forma tabular. Continúa con una ligera rasa elevada sobre el conjunto que se remata con una pared rocosa, casi vertical, donde se alcanza el punto más elevado de sus cumbres (210 metros). Posteriormente desciende en un relieve en cuesta de fuerte pendiente, lo que genera un surco prominente, y finaliza con una nueva cresta en la falda del monte que limita hacia la cuenca con otros dos fuertes escarpes consecutivos.

Si consideramos una envolvente que circunde el monte submarino a una profundidad de unos 400 metros, podremos estimar la superficie total del monte en unos 73 km2. Considerablemente más reducido en extensión que los otros dos montes principales, resulta, sin embargo, mucho más intrigante en su morfología y estructura. Sus abruptos relieves lo hacen difícilmente accesible para algunos sistemas de prospección. De ello nos da idea el perfil batimétrico que se muestra en la Figura 6.

Figura 7. Toponímia de un sector de la Cuenca de Alborán representada sobre una síntesis batimétrica levantada con multihaz. Merece la pena destacar las irregularidades batimétricas de la vertiente septentrional del Canal de Alborán, representadas por la Dorsal de Adra y los relieves rocosos acompañantes al Banco de Djibouti. Contrastan con la suavidad de la vertiente meridional, mucho más tendida y sin resaltes significativos, lo que apunta a una naturaleza netamente sedimentaria. De la misma manera, destaca la fachada meridional de la Dorsal de Alborán, de faceta netamente rectilínea y dominada por los desplomes de sedimento que provocan esa morfología lobulada y muy recortada que se aprecia en la figura (modificado de Martínez-García et al., 2009).

fangoso, muy similar al que se ha encontrado en los otros dos montes. Destaca el hecho de haber encontrado muestras de coral vivo (Gil et al., 2009) que hacen sospechar en la existencia de unas condiciones más sostenidas en este monte que las que existan en los demás.

Figura 5. Imagen digital obtenida con la sonda multihaz sobre el monte submarino El Idrisi. Se aprecian las crestas y surcos que coronan su cumbre, todos ellos con direcciones subparalelas que dejan una suave depresión central colmatada de sedimentos muy finos. En la fotografía (Gil et al., 2009) de la derecha se pueden observar dos de los ejemplares de coral vivo que hemos encontrado en la cumbre del monte (DA09): Dendrophyllia cornigera y Caryophyllia sp.

Figura 6. Perfil batimétrico levantado en el monte submarino El Idrisi en el que se observa la sucesión de crestas y surcos que se aprecian en la cumbre del monte. Analizado de Poniente a Levante se reconoce una cresta de forma cónica que sirve de borde a una ligera depresión central (360 metros),


con los grandes sistemas atlánticos o los existentes en el margen continental del Levante español, resultan formas menores (Ercilla et al., 1992; Alonso et al., 2000).

Se remata esta parte de la cuenca con unos relieves dispersos, aunque no menos importantes y significativos, como son el Banco de Ibn-Batouta que alteran la morfología suavemente aplacerada que poseen los fondos más profundos.

5.2. Subcuenca Oriental

Se extiende hacia el Este conectando con la Cuenca Algero-Balear a profundidades de 1800 metros. Destacan sobre la extensa plataforma pelágica los relieves de los bancos de Provençaux y Cabliers que en cierta medida son los causantes del aplaceramiento del margen magrebí en dicho sector. La cuenca de Yusuf se presenta como la depresión más próxima al margen continental que tiene un límite escarpado hacia el NE representado por la Dorsal de Yusuf, de dirección ONO/ESE, a cuyo norte aparece el Alto de Al Manssur con una longitud próxima a los 25 km y su cresta orientada en dirección NE-SO. Hacia el continente, se observa una relativo aplaceramiento que se corona con dos dorsales, Catifas y Cabliers, que enclaustran la Cuenca de Pytheas (Martínez-García et al., 2009).

Las profundidades de sus fondos oscilan entre 1.800 y 2.400 metros, cuyos límites septentrional y meridional son, respectivamente, el margen Nororiental de Alborán y el Sistema de Yusuf-Habibas. Se extiende en continuidad con la Cuenca Central de Alborán hasta la zona de transición con la Cuenca Surbalear, donde se localiza una flexura de la superficie del fondo que sigue una dirección general NNO-SSE (Figura 6).

5.3. Subcuenca MeridiOnal (alMOhadeS)

De dimensiones un poco más reducidas que la anterior, presenta una morfología fuertemente alongada en dirección SW-NE, encajada entre la Dorsal de Alborán y la plataforma pelágica de Nador. Su limite oriental lo marca el escarpe de Habibas/Yusuf, instalada sobre una fractura que discurre en la misma dirección, que a su vez sirve de línea divisoria con la Cuenca Oriental. A pesar de sus menores dimensiones, en comparación con sus dos vecinas, presenta unos rasgos muy singulares que no se asemejan en nada a los descritas

Esta agrupación de montes limita hacia el Sur con el Canal de Alborán que separa el margen suribérico de la propia Dorsal. El alto estructural en el que se encajan los montes, linda con el canal por medio de un pequeño acantilado que se remata hacia el Norte con la Dorsal de Adra, configurada como una sucesión de pequeños montículos, muy fracturados y desplazados unos con respecto a los otros, por fallas de dirección NNO/SSE que son aprovechadas por los agentes erosivos para excavar algunos surcos o cárcavas por los que se escurren los sedimentos en dirección al canal. Estos materiales que pasan a la zona más profunda son, posteriormente, transportados hacia las inmediaciones del Estrecho formando el cuerpo contornítico de Ceuta, que se constituye como el depósito de deriva más importante de la cuenca de Alborán.

Hacia Levante, enmarcados en la dirección bética SO/NE, encontramos en las inmediaciones del Golfo de Almería, los bancos de Sabinar y Pollux, que se situan sobre un alto estructural que sirve de borde meridional al Cañón submarino de Almería. Algo más aislado y más cerca de la plataforma continental se encuentra el Macizo de Chella, que está también constituido por rocas volcánicas y coronado por un conjunto de crestas escarpadas que destacan sobre la morfología predominantemente aplacerada de su cumbre.

El cañón submarino de Algeciras, encajado en la bahía del mismo nombre y desaguando en el Estrecho de Gibraltar, La Línea y Guadiaro, son rasgos muy notables en el extremo occidental de la cuenca. Más hacia el Este destacan los cañones de las Bóvedas, Motril y de Andarax (que forma parte de los tributarios del Cañón de Almería) que tienen sus abanicos profundos en la cuenca Oriental. En su borde magrebí destaca el Cañón de Ceuta que aporta una considerable cantidad de sedimentos tras atravesar el depósito contornítico de Ceuta.

Una característica común de los cañones submarinos del Mar de Alborán, es su reducida dimensión, a excepción del Cañón de Almería que llega a alcanzar los 55 km de longitud. Su gradiente axial disminuye aguas afuera relacionándose este fenómeno con las características morfoestructurales de los márgenes en los que se encajan. Sus depósitos muestran facies caóticas con abundantes cárcavas e irregularidades en el relieve. Los canales que surcan los sistemas turbidíticos que se forman en la base del cañón son, generalmente, de reducidas dimensiones, por lo que comparados


pendientes en sus dos flancos, norte y sur: 14º y 7º. Su morfología superficial es tabular e irregular, sobre la que se ubica un monte central de geometría cónica, consistente en un afloramiento volcánico cuya cima alcanza los 100 metros de profundidad. Se observan dos bifurcaciones en la zona meridional, la primera de ellas tiene una dirección NE-SO, y la segunda se extiende a lo largo del margen meridional de la Cuenca Occidental de Alborán. El Banco de Xauén es la elevación situada en la zona más meridional de la Dorsal de Alborán. Posee una orientación ONO-ESE y se asemeja a una plataforma aislada. Posee, en planta, una morfología elíptica y la superficie de su techo es rectangular, lo cual se parece corresponderse con una superficie de abrasión (Vázquez, 2001).

El tramo más somero de la Dorsal se encuentra en el entorno a la Isla de Alborán, que se beneficia del fuerte dinamismo del chorro atlántico que genera una exuberante biocenosis fito y zoobentónica que son fuente de abundantes sedimentos bioclásticos. Es precisamente en este tramo, y en su vertiente noroccidental más particularmente, donde las pendientes de la Dorsal son más suaves permitiendo el acumulo de sedimentación que es predominantemente arenosa fina, mientras que en su vertiente suroriental la sedimentación en mucho más fina, de carácter fangoso, forzada por la pérdida de energía en profundidad del chorro atlántico y alimentada por la elevada producción biológica de la zona (muy iluminada, muy ventilada y con fuertes aportes de nutrientes).

6. rasgos geoambIentales

De toda la descripción de la Cuenca de Alborán que hemos efectuado, se desprenden un hecho indiscutible, cual es el de su espectacular diversidad de relieves, de la proximidad que tienen unos relieves de otros manteniendo sus diferencias, y sobre todo, la dispersión de todos ellos a lo largo de una cubeta que no tiene simetría alguna, ni tan siquiera entre ambos márgenes. Este hecho pone de manifiesto la juventud de la cuenca, que no ha tenido tiempo de evolucionar y que guarda rasgos morfológicos desde el momento de su formación.

Con ello destacamos uno de los rasgos que ahora vamos a analizar: la influencia de la estructura geológica sobre la geodiversidad de formas que posee. No olvidemos que la zona tiene una moderada a elevada sismicidad, fruto de la juventud de sus fallas y de la complejidad que muestra el modelo de colisión entre placas (europea y africana).

para las otras cuencas. La mayor diversidad de relieves se lo proporciona la vertiente meridional de la Dorsal de Alborán que vuelca gran cantidad de sedimentos finos a través de los numerosos deslizamientos, colapsos y avalanchas que se encajan a lo largo de toda esta imponente pared.

Presenta anchuras entre comprendidas entre 14 y 25 km, una morfología de fondo plano y una longitud de, aproximadamente, 120 km. Al sur de esta cuenca se encuentra la Cuenca de Alhucemas, que consiste en una estrecha depresión (entre 3 y 10 km de anchura) con orientación paralela a la dorsal y longitud aproximada de 70 km, con una ligera inclinación hacia el NE y abierta hacia la Cuenca Meridional.

Martínez-García et al. (2009), han realizado una detallada descripción de los rasgos estructurales de esta parte de la cuenca en la que se pone de manifiesto una mayor dominancia de los factores tectónicos sobre los climáticos. La influencia de las fracturas activas que se traslucen a través de los numerosos sismos que se generan en la zona, permiten entrever la mayor complejidad de los relieves y su diferencia morfológica de los que hemos reconocido en la Cuenca Occidental.

5.4. dOrSal de albOrán

Es un conjunto rocoso prominente, homogéneo y continuo que parte del margen magrebí en dirección NE-SO, atravesando el Mar de Alborán hasta finalizar de manera abrupta al NE de la isla del mismo nombre (Bárcenas et al., 2000; Vázquez, 2001). Constituido tanto por un alto de basamento como por un antiguo eje volcánico que localmente aflora en la propia Isla de Alborán (Maestro-González et al., 2007). Se encuentra compartimentada por fallas de dirección ENE-OSO a E-O en dos segmentos escalonados: los bancos de Tofiño y de Xauén, al sur, y el Banco de la Isla de Alborán al norte. Se extiende a lo largo de más de 180 km entre el escarpe de Yusuf al nordeste y el banco de Xauén al sudoeste, en el margen norafricano, y separa la Cuenca Occidental y el Canal Central de Alborán, al norte, de la Cuenca Meridional de Alborán al sur.

El Banco de Tofiño, situado más al noreste, presenta una geometría en planta casi rectangular y una dirección de su eje principal NE-SO, siendo su perfil asimétrico y mostrando diferentes valores de


son fruto del transporte que se produce desde el continente siguiendo rutas impuestas por las directrices de la tectónica reciente. La falla sigue la mencionada traza bética y es claramente visible en todos los mapas batimétricos. Enlaza en tierra con la Rambla de Morales que se adapta, igualmente, a la directriz impuesta por la falla.

Otros cañones no permiten establecer una relación tan evidente entre la geometría de su canal principal y las líneas estructurales, pero en todos ellos existe una raíz tectónica.

Otra cuestión relacionada con los cañones, principalmente -pues tiene su importancia en la explicación que pueda darse a los acumulos de sedimentos en las cumbres de los montes submarinos-, es la razón por la cual se encajan en los lugares donde lo hacen. ¿Qué proceso geológico ha podido generar los cañones submarinos y por qué razón se ubican en lugares en los que, aparentemente, no existe un drenaje continental caudaloso que permita entender su existencia? La justificación la tenemos que buscar en las oscilaciones climáticas habidas durante el Cuaternario y las consiguientes variaciones relativas del nivel marino ocurridas en aquel periodo geológico (Zazo et al., 1996). Las glaciaciones y deglaciaciones han provocado ascensos y descensos consecutivos del nivel del mar, con lo que se indujo un mecanismo de acercamiento y alejamiento consecutivo de la línea de costa. En los periodos fríos, la línea de costa se alejaba del continente, con la consiguiente bajada relativa del nivel del mar. En los periodos cálidos se producía el proceso inverso. En los periodos de estabilización se producía la acumulación de depósitos sedimentarios que se iban apilando en las desembocaduras de los ríos que por la época drenaban en la costa. Así se fue configurando la geometría actual de los márgenes de la cuenca. Las épocas de fuerte pluviometría que acompañaban a las deglaciaciones, generaban un transporte con gran cantidad de carga sedimentaria que tenía una gran capacidad erosiva. La posición de bajo nivel del mar y el progresivo ascenso del nivel de base hacía el resto.

Este complejo cuadro geoambiental estaría dominado pues por la influencia de los factores climáticos y por la sismicidad vinculada a la estructura geológica del substrato. ¿Qué papel desempeña entonces la sismicidad? Pues la respuesta es simple: desestabilizar con los temblores de tierra toda la arquitectura deposicional, al igual que hace con los edificios en las ciudades, y provocar su derrumbe y desplazamiento pendiente abajo.

Es una colisión activa que produce unos rangos de compresión con desplazamiento de la corteza que ronda los 4 mm/año, lo que representa una elevada tasa de desplazamiento. Analizando su esquema tectónico es fácil comprender la razón por la que, por ejemplo, los montes submarinos de la Cuenca Occidental se orientan todos ellos en una misma dirección y se encuentran dispersos en una franja de muy netos límites. La impronta que dejan las fracturas que afectan al terreno se refleja en todos los componentes del relieve, desde los propios montes hasta los surcos que los jalonan. La dirección bética, NE/SO, está permanentemente presente en todo la cuenca. Fuerza determinados procesos y retoca otros de carácter gravitacional.

Un buen ejemplo lo encontramos en la vertiente meridional de la Dorsal de Alborán (Figura 8), donde todo el frente de esa fachada está dominada por fenómenos de colapso gravitacional generados a partir de una cicatriz de despegue que tiene un origen estructural, cual es la existencia de una fractura que determina la geometría rectilínea de esa vertiente. A partir de ella se inician los despegues de cada uno de los desplazamientos de material hacia la cuenca profunda.

Otro ejemplo lo encontramos en los deslizamientos que hemos mencionado en las laderas de los montes submarinos, particularmente en el Banco de Djibouti (Figura 9). La génesis de los deslizamientos identificados está relacionada con los procesos tectónicos y de desmantelamiento gravitacional generalizados en la cuenca. La presencia de fallas normales de dirección NE-SO que afectan a la mitad meridional de este monte, en la proximidad a la cabecera de los deslizamientos, y la alta actividad sísmica de la región son factores que han podido controlar su generación. La presencia de varias cicatrices, su posición relativa y sus dimensiones, permite deducir que su proceso de formación, se ha llevado a cabo en varias etapas (Palomino et al., 2009).

Quizás, entre todos los rasgos que podemos analizar en la cuenca destaque por su extensión y vistosidad, el encajamiento del Cañón de Almería que tiene su origen en la falla de La Serrata (Ballesteros et al., 2008; Muñoz et al., 2008). Esta falla tiene una amplia expresión en continente y continua su trayectoria bajo las aguas marinas ejerciendo su influencia en el propio encajamiento del cañón. Los numerosos tributarios que tiene el cañón proceden de su vertiente septentrional y en gran medida


Figura 9. Deslizamiento localizado en la vertiente meridional del Banco de Djibouti. La cicatriz de despegue adquiere una morfología ligeramente arqueada de dirección NNE-SSO. La altura del salto medido sobre el plano de la cicatriz varía entre los 35 m y los 95 m, con una pendiente media de 20º. La masa deslizada adquiere una forma lenticular, ligeramente abombada y suavemente lobulada en el limite distal, en dirección sureste, sin grandes irregularidades en superficie. Su pendiente media es de 5º. El volumen del sedimento desalojado es de unos 0.5 km3 (Palomino et al., 2009).

Figura 10. Registro de los sismos registrados por el Instituto Geográfico Nacional, de magnitud igual o superior a 1.5.

Figura 8. Simulación 3D de un fragmento de la vertiente meridional de la Dorsal de Alborán, en el que se puede observar el Cañón Al Borani (a la izquierda), con una estructura en anfiteatro, con una cicatriz de despegue en arco ligeramente lobulado y un cono de deyección abrupto que ha desplazado un gran volumen de sedimentos hacia el fondo profundo, generando un sistema abanico submarino con y un canal turbidítico que lo atraviesa. Es un sistema complejo en el que se aprecia la influencia del drenaje turbidítico sobre impuesto a la masa desplazada. A la derecha de este cañón se puede ver un colapso de ladera, que hemos denominado Deslizamiento de El Faro, que tiene una estructura completamente diferente a la anterior. Se corresponde con un depósito de avalancha, con montículos compresionales en el frente del depósito, y con canalizaciones de posibles flujos turbidíticos que surcan todo el cuerpo colapsado. En su borde oriental se aprecia un cono de depósito formado por sedimentos acumulados por el efecto del drenaje canalizado a lo largo de la pendiente (Bárcenas et al., 2000).

Pero, ¿es que la sismicidad es tan notable como para poder desencadenar tales fenómenos catastróficos? Pues sí, siendo una zona de moderada sismicidad, sí que tiene la suficiente frecuencia y magnitud como para desencadenar los fenómenos de colapso de los depósitos sedimentarios, particularmente los que se encuentren en menor equilibrio como son todos aquellos que jalonan la cumbre de la Dorsal de Alborán, o bien los que se encuentran sometidos a fuertes pendientes en los montes submarinos. No son de importancia menor otros deslizamientos, sometidos a estudio en la actualidad, situados en el talud superior o bien en el infralitoral. Su numerosa presencia hace pensar en la mayor relevancia de este factor como desencadenante de tales colapsos.


cantidad de sedimento. Los experimentos que se están realizando en la actualidad con modelos matemáticos, señalan la generación de ondas de traslación de considerables dimensiones cuando la masa desplazada es de proporciones elevadas, como es el caso de alguno de los deslizamientos analizados en la vertiente de la Dorsal.

8. agradecImIentos

Las figuras 3D han sido elaboradas con gran acierto, por Desirée Palomino. Las fotografías de las campañas son fruto del esfuerzo del Grupo DEEPER liderado por Juan Gil, en el que se encuadra nuestra sedimentóloga Nieves López que me ha cedido parte de los resultados de su estudio. Los datos de la Dorsal de Alborán son fruto de las investigaciones de Patricia Bárcenas y de Juan Tomás Vázquez. La información de las zonas someras es tarea de Luís M. Fernández-Salas. Gracias a todos ellos por facilitarme la redacción de este trabajo de divulgación científica.

bIblIografía

Alonso, B., Ercilla, G., 2000. Sistemas turbidíticos y canales medio-oceánicos. En: Alonso, B., Ercilla, G. (Eds.), Valles submarinos y sistemas turbidíticos modernos. CSIC, Barcelona, pp.: 19-66.

Bárcenas, P., Vázquez, J.T., Díaz del Río, V., Fernández-Salas, L.M., Tello, O. y Sanz, J.L., 2000. La vertiente meridional del Banco de la isla de Alborán: presencia de dos sistemas cañón-abanico submarino. En: Resúmenes VI Reunión Nacional de Geomorfología, 17-20 Septiembre, Universidad Complutense de Madrid, pp.: 169.

Ballesteros, M., Rivera, J., Muñoz, A., Muñoz-Martín, A., Acosta, J., Carbó, A. y Uchupi, E., 2008. Alboran Basin, southern Spain- Part II: Neogene tectonic implications for orogenic flota model. Marine and Petroleum Geology, vol. 25: 75-101.

Comas, M.C., García-Dueñas, V. and Jurado, M.J., 1992. Neogene Tectonic Evolution of the Alboran Sea from MCS Data. Geo-Marine Letters, vol.: 12, pp.: 157-164.

Ercilla, G., Alonso, B. and Baraza, J., 1992. Sedimentary evolution of the Northwestern Alboran Sea during the Quaternary. Geo-Marine Letters, vol.: 12, pp.: 144-149.

Sirva como ejemplo el esquema que se presenta en la Figura 10 en el que se puede apreciar la distribución de los focos sísmicos sucedidos en los diez días anteriores a la redacción de este artículo. No es muy aventurado decir que la Cuenca de Alborán y el Golfo de Cádiz son los que sufren un mayor número de sismos, si no que, además, son los de magnitud más elevada, como corresponde al hecho de encontrarnos en una zona de colisión entre placas, donde las fuertes presiones que experimentan ambos bordes y las fricciones existentes entre ambas, son fenómenos que justifican esa alta actividad sísmica.

7. conclusIones

Los rasgos fisiográficos que en la actualidad se pueden reconocer en los fondos del Mar de Alborán, son la consecuencia de la influencia que sobre ellos han ejercido, fundamentalmente, dos factores: los cambios glacioeustáticos durante el Cuaternario y la estructura y sismicidad de la zona. Por una parte los valles, cárcavas y cañones submarinos están íntimamente relacionados con las oscilaciones del nivel marino acontecidas en los últimos 18.000 años de la historia de la cuenca. Por otra parte, los abundantes deslizamientos, colapsos y avalanchas de sedimentos de muy diversas dimensiones que se distribuyen por toda la cuenca, y más principalmente en la Dorsal, parecen ser provocados por la actividad sísmica que se genera como consecuencia de la colisión entre Europa y África.

La evolución que han de tener estos rasgos dominantes podría transformar la fisonomía de la cuenca de una manera considerable. La naturaleza fangosa de los depósitos profundos y la de los que jalonan la fachada meridional de la Dorsal, podrían ocasionar un mayor número de deslizamientos e ir desmontando la cumbre de este relieve, dejando a los substratos rocosos desprovistos de cobertera sedimentaria. Los depósitos generados al pie del talud de esta cadena submarina se dispersan con relativa facilidad lo que produciría una desnutrición de los fondos adyacentes a los relieves más prominentes y que alimentarían las corrientes profundas con nuevo material sedimentario.

En relación con los riesgos geoambientales, no resulta de importancia menor señalar la potencialidad que tienen estos deslizamientos para generar tsunamis, no solamente por causa del mecanismo desencadenante, que son los propios sismos, si no que a la peligrosidad intrínseca del sismo habría que añadir la que podría generar el desplazamiento en masa de una ingente


Vázquez, J.T., 2001. Estructura del Margen Continental septentrional del Mar de Alborán. Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid, Facultad de Ciencias Geológicas, Departamento de Geodinámica, 422 pp.

Zazo, C., Goy, J.L., Lario, J. and Silva, P.G., 1996. Littoral zone and rapid climate changes during the last 20 000 years. The Iberian study case. Zeitschrift für Geomorphologie, vol.: 102, pp.: 119-134.

Gil, J., Vázquez, J.T., García, T., López, N., Canoura, J., Palomino, D., Quintanilla, J.Mª., Polonio, V., Mancilla, R. y Alvarado, V., 2008. Informe Preliminar de la Campaña DEEPER 0908. Instituto Español de Oceanografía, www.ma.ieo.es/deeper/

Gil, J., García, T., Sánchez, R., López, N., Canoura, J., Palomino, Gofas, S., García Raso, E., D., Farias, C., Ceballos, E., Polonio, V., Castaño, R. y Machado, L., 2009. Informe Preliminar de la Campaña DEEPER 0409. Instituto Español de Oceanografía, www.ma.ieo.es/deeper/

Maestro-González, A., Bárcenas, P., Vázquez, T., Díaz-del-Río, V., 2007. The role of basement inheritance faults in the recent fracture system of the inner shelf around Alboran Island, Western Mediterranean. Geo-Marine Letters, vol.: 28, pp.: 53-64.

Martínez-García, P., Soto, J.I. y Comas, M., 2009. Tectonic Geomorphology of the Alboran Ridge and Yusuf Lineamemts (western Mediterranean). Marine Geology, en prensa.

Mauffret, A., Maldonado, A. y Campillo, A.C. (1992). Tectonic framework of the Eastern Alboran and western basins, western mediterranean. Marine Geology, vol. 12 (2/3): 104-110.

Muñoz, A., Ballesteros, M., Montoya, I., Rivera, J., Acosta, J., Uchupi, E., 2008. Alboran Basin, Southern Spain. Part I: Geomorphology. Marine Petroleum Geology, vol.: 25, pp.: 59-73.

Palomino, D., Díaz-del-Río, V., Vázquez, J.T., Fernández-Salas, L.M. y López, N., 2009. Fenómenos de inestabilidad en el Banco de Djibouti: deslizamientos submarinos. International Symposium in Marine Science ISMS09, Vigo del 27 al 30 de Abril.

Parrilla, G., Kinder, T.H., Preller, R.H., 1986. Deep and Intermediate Mediterranean Water in the western Alboran Sea. Deep-Sea Research, vol.: 33, pp.: 55-88.

Vázquez, T., 2005. El Margen Continental del Mar de Alborán. En: Mapa geomorfológico de España y del margen continental a escala 1:1.000.000. (Edts.) Angel Martín Serrano. Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, pp.: 191-198.

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