Lagos Tsunami Modeling NG 2005

5SIMULACIN DEL TSUNAMI DE 1960 EN UN ESTUARIO DEL CENTRO-SUR DE CHILE

Simulacin del tsunami de 1960 en unestuario del centro-sur de Chile1

MARCELO LAGOS2, DANTE GUTIRREZ3

RESUMENSe modela el tsunami de 1960 en un estuario del centro-sur de Chile. Lareconstruccin del evento se realiz mediante la modelacin del escenariossmico tsunamignico, utilizando una tcnica de simulacin numrica detsunamis de campo cercano, permitiendo caracterizar el proceso de gene-racin, propagacin e inundacin generada por las ondas en las reascosteras bajas. Los resultados de la simulacin del tsunami se validan conantecedentes y evidencias existentes del evento real.

ABSTRACTThe 1960 tsunami was modeled in an estuary in Central-South of Chile.The reconstruction of the event is carried out by the modeling of thetsunamigenic seismic scenario, employing a technique of numeric simula-tion of near field tsunamis, which allowed the description of the genera-tion process, propagation and flood generated by the waves in the lowcoastal areas. The tsunami simulation results are validated with antece-dents and existent evidences from the real event.

Palabras clave: Tsunami, modelacin, riesgo

Key words: Tsunami, modeling, risk

La reciente catstrofe que afect las cos-tas del sudeste asitico evidenci el eleva-do costo que significa no estar preparadosante la ocurrencia de un tsunami (Marris,2005). Actualmente, modelos geofsicos yestudios geolgicos confirman que lostsunamis presentan algn grado de ciclici-dad, en cuanto a su periodicidad y magni-tud (Nanayama et al., 2003; Satake et al.,

2003; Atwater et al., 2003; Cisternas,2005). Lamentablemente, debido a la esca-la geolgica de su ocurrencia, existen muypocos registros escritos que permitan ca-racterizar detalladamente el comporta-miento de estos eventos en reas costerasespecficas. En este contexto, surge la im-portancia de estudiar tsunamis pasadoscomo indicadores de lo que puede ocurriren el futuro, generando informacin debase para el estudio del riesgo, el ordena-miento de territorios costeros, el diseo demedidas de mitigacin y el manejo de laemergencia.

1 Esta investigacin es resultado del proyectoFONDECYT 1020224. Se agradece el apoyo de lassiguientes instituciones: Servicio Hidrogrfico yOceanogrfico de la Armada de Chile (SHOA), es-pecialmente al Departamento de Oceanografa y suproyecto de Cartas de Inundacin por Tsunami paralas Costas de Chile (CITSU); tambin al ProyectoTIME (Tsunami Inundation Modeling Exchange) dela Universidad de Tohoku (Japn) por la utilizacindel modelo TSUNAMI-N2; y a la Ilustre Municipali-dad de Maulln, X Regin, Chile, por su colabora-cin en terreno.

Revista de Geografa Norte Grande, 33: 5-18 (2005)

2 Instituto de Geografa, Pontificia Universidad Cat-lica de Chile.Correo electrnico: [email protected]

3 Servicio Hidrogrfico y Oceanogrfico de la Arma-da de Chile.Correo electrnico: [email protected]

6 R E V I S T A D E G E O G R A F A N O R T E G R A N D E

Debido a que los datos de tsunamis pa-sados son normalmente insuficientes paradelimitar reas de inundacin, la modela-cin numrica se ha transformado en elprincipal mtodo para caracterizar el pro-ceso de generacin, propagacin e impac-to de tsunami en reas costeras (Goto etal., 1997; Bernard, 2001; Satake, 2002;Gnzalez et al., 2005). Sin embargo, losresultados de esta tcnica estn condicio-nados por la rigurosidad metodolgica desu aplicacin; la precisin de los parme-tros macrossmicos estimados para elevento; la reconstruccin de las condicio-nes de sitio (i.e. topografa, batimetra, ni-vel del mar), y la existencia de registros oevidencias que permitan validar los resul-tados de la inundacin generada por mo-delacin.

Para el ordenamiento territorial de asen-tamientos costeros, los modelos de inunda-cin por tsunami son un aspecto integralpara la planificacin y estudios de riesgo.La delimitacin de reas de inundacin sedebera traducir en informacin crtica almomento de definir potenciales usos desuelo, vas de evacuacin y localizacin dezonas de seguridad. Sin embargo, en pasescomo Chile, el proceso de zonificacinante la presencia de tsunami sigue siendoun tema complejo. La baja frecuencia deocurrencia de estos eventos; la atraccinque genera localizarse cerca de la costa ysu influencia en la demanda de suelo; lacarencia de polticas y normativas riesgosustentables; la falta de criterios, procedi-mientos y diseos de urbanizacin anti-tsunami, y el desconocimiento de cmo in-terpretar un mapa de inundacin eintegrarlo de forma efectiva en la planifica-cin territorial hacen que en la prctica lareal consideracin de la amenaza de tsuna-mi sea escasa o inexistente.

Actualmente, la optimizacin de me-todologas que permitan precisar el po-tencial comportamiento de tsunamis enreas costeras se encuentra en continuodesarrollo. Por una parte, mejoras en lastcnicas de modelacin, mediante lacomparacin de los resultados simulados

con alcances reales de inundaciones y al-turas de ola conocidas para eventos re-cientes (Satake y Tanioka, 2003; Lynett etal., 2003; Tanioka et al., 2004). Comotambin, mejoras en la elaboracin y di-seo de mapas de inundacin (Watts etal., 2003; Sato et al., 2003; Dengler etal., 2003; Sugimoto et al., 2003; Walsh etal., 2004; Gonzlez et al., 2005), son evi-dencia de un permanente inters por in-tegrar el estudio de estos fenmenos en lamitigacin del riesgo en comunidadescosteras. Evidentemente, sin un claro co-nocimiento de qu reas se encuentranen riesgo y cmo se comportar la inun-dacin, es imposible ordenar territorioscosteros y desarrollar planes de respuestaefectivos ante la amenaza de tsunami.

Desde el siglo XVI hasta nuestros das,el registro histrico y la evidencia instru-mental indican la presencia de ms de unacentena de tsunamis de campo cercano alas costas de Chile generados por terremo-tos, de los cuales solo 35 han tenido efec-tos destructores (Lagos, 2000). Algunos deestos eventos han provocado completas de-vastaciones de ciudades como sucedi conArica y Concepcin en los aos 1604 y1751, respectivamente. Los daos fueronde tal magnitud que determinaron su poste-rior reubicacin, que es la que tienen ac-tualmente (Lockridge, 1985). Estas eviden-cias permiten afirmar que los tsunamis quehan azotado las costas de Chile son el fielreflejo de procesos tectnicos recurrentesen el tiempo. Desde que existe la costa chi-lena han existido los tsunamis y aplicandoel mismo supuesto es posible asegurar queseguirn ocurriendo por millones de aosms (Atwater et al., 1999).

El 22 de mayo de 1960 el Centro-Surde Chile fue afectado por un gran tsunamigenerado por el terremoto ms grandenunca antes registrado (Kanamori, 1977).Como consecuencia, Barrientos y Ward(1990) proponen una ruptura de aproxi-madamente 850 km de longitud por 130km de ancho, generando el hundimiento ysolevantamiento tectnico de territorioscosteros (Plafker & Savage, 1970). Las olas


destruyeron poblados como Puerto Saave-dra, Toltn, Queule, Corral, Baha Mansa,Quenuir, Maulln y Ancud (Veyl, 1961). Elresultado final fueron 2.000 vctimas fata-les y ms de U$ 550 millones (dlar de1960) en prdidas materiales (Atwater etal., 1999).

Se debe considerar que el terremoto ge-nerador del tsunami de 1960 presentaratiempos de recurrencia de 385 aos (Cister-nas, 2005). Por ello, la probabilidad de quese manifieste un evento similar en lasprximas dcadas es escasa. Sin embargo,el gran evento de 1960 es el ltimo tsuna-mi destructivo que ha afectado las costasde Chile, que dado su magnitud e impactorepresenta un peor escenario vlido deconsiderar para la delimitacin de reas deinundacin.

Dcadas han transcurrido despus deltsunami de 1960, algunos poblados fueronrelocalizados, sin embargo, an existen pe-queos asentamientos expuestos a la ame-naza de tsunami, localidades que por suescaso peso relativo en trminos demogr-ficos, urbansticos y/o portuarios, sumado acarencias en la capacidad de gestin deriesgos, aun no cuentan con instrumentosque les permitan integrar la amenaza detsunami en su ordenamiento territorial. Eneste contexto, el objetivo del presenteartculo es reconstruir la inundacin gene-rada por el tsunami de 1960 en un estuariomediante modelacin, caracterizando sucomportamiento e identificando sus alcan-ces en superficie, a fin de generar las basespara la elaboracin de cartografa de inun-dacin por tsunami, insumo bsico para di-ferenciar el umbral entre la seguridad y elriesgo.

rea de estudio

La caracterizacin del comportamientodel tsunami se concentra en el curso infe-rior del estuario del ro Maulln, X Regin,Chile. El rea de estudio se localiza entrelos 41 34 y 41 39 de latitud sur, y los73 43 y 73 34 de longitud oeste (figuraN 1). La eleccin del rea se debe a que:

1. El estuario se localiza en la mitad de lazona de ruptura generada por el terre-moto tsunamignico de 1960, por loque el tsunami afect con gran podersus costas;

2. Los trabajos de Atwater et al. (1992),Cisternas et al. (2000) y Lagos y Cister-nas (2004) han reportado la presenciade registros sedimentarios depositadospor este evento en marismas y sectoresbajos del estuario, antecedentes tilespara reconocer con certeza reas inun-dadas, y

3. El trabajo de Atwater et al. (1999) resca-ta el testimonio de sobrevivientes deltsunami, generando valiosa informacinde apoyo para la reconstruccin de lainundacin.

Antecedentes claros sobre las reasinundadas en Maulln son escasos. Des-pus del tsunami de 1960, el Departamen-to de Navegacin e Hidrografa de la Arma-da de Chile, recogi el mximo deinformaciones posibles sobre el tsunami enlas reas afectadas. As, en 1961 el ServicioHidrogrfico y Oceanogrfico de la Arma-da (SHOA) publica un estudio general delfenmeno. Sin embargo, para Maulln nose pudo espacializar en detalle la zonainundada por carecer de mayores datos. En1963 Thomas et al. incluyen en un mapa elrea inundada en el centro del pueblo deMaulln. En tanto, Atwater et al. (1999) tra-zan un lmite de inundacin del evento de1960, pero solo para las planicies arenosasde Pangal en la ribera sur del ro Maulln(figura N 1).

El ro Maulln, con una cuenca preandi-na de 4.298 km2, nace en la costa sur-occi-dental del Lago Llanquihue. Con una direc-cin SW recorre 85 km de la DepresinIntermedia, para finalmente desembocarsus aguas en un extenso estuario. El rocuenta con un rgimen hdrico pluvial y uncaudal medio de aproximadamente 100 m3

s-1 (Niemayer y Cereceda, 1984). En el reade estudio se localizan los poblados deMaulln, La Pasada, y Quenuir, junto conasentamientos humanos dispersos a lo lar-go del estuario. En el curso inferior del ro


Modeling Exchange). TSUNAMI-N2 (escritoen FORTRAN 77) consta de las ecuacionesde movimiento no lineales para aguas so-meras, integradas verticalmente y la ecua-cin de continuidad, sin el trmino deefecto Coriolis. Adems incluye un algorit-mo de friccin de fondo construido al inte-rior del modelo. La ecuacin de continui-dad y las ecuaciones de movimiento sediscretizan en un esquema a diferencias fi-nitas centrales denominado salto de rana.El dominio de integracin se discretiza me-diante un conjunto de grillas anidadas dediferente resolucin espacial, siendo lasms detalladas las del rea de estudio. Lasgrillas representan regiones del rea deruptura en las que se va trasladando la so-lucin de la simulacin numrica (Goto etal., 1997), traslado que debe cumplir conresoluciones espaciales de celdas que setripliquen cuando se pasa de una celda ex-terior a otra interior. De este modo, se ge-neraron cuatro grillas (figura N 2) con las

Maulln se destacan los tributarios Cariquil-da, por el sur, y Quenuir, por el norte. Eltsunami de mayo de 1960 destruy parcial-mente el poblado de Maulln y completa-mente a Quenuir, dejando un saldo 17muertos en el primero y 105 en el segundo(Atwater et al., 1999). Las prdidas mate-riales tambin fueron cuantiosas, especial-mente si se considera la inutilizacin detierras agrcolas debido al hundimiento dela costa (1,5 m), que permiti a las mareasinundar peridicamente las reas de culti-vo (Thomas et al., 1963).

Materiales y mtodos

Para modelar el proceso de generacin,propagacin e inundacin de tsunami seutiliz una metodologa de simulacin nu-mrica basada en el modelo no lineal de-nominado TSUNAMI-N2, creado por laUniversidad de Tohoku (Japn) como partedel proyecto TIME (Tsunami Inundation

FIGURA N 1REA DE ESTUDIO


siguientes resoluciones espaciales: grilla A(81~2500 m); grilla B (27~833 m); grillaC (9~ 277 m); y, grilla D (3~ 92 m).

Las bases de la modelacin incluyen as-pectos morfotectnicos y de dinmicaocenica, que el modelo los integra de lasiguiente forma: la condicin inicial deltsunami se determina utilizando el modelopropuesto por Mansinha y Smylie (1971),el cual supone una deformacin instant-nea de la superficie del ocano idntica ala deformacin vertical del fondo marino.Este es un modelo de ruptura ssmica, querequiere conocer los parmetros de rigidezdel material en la falla, rea de ruptura ydislocacin de la falla. Para la modelacindel terremoto tsunamignico de 1960 seutilizaron los parmetros macrossmicospropuestos por Barrientos y Ward (1990)presentes en la figura N 3. La propagacindel tsunami se simula utilizando el mtodode Goto y Ogawa (1992), que consiste enla integracin numrica de las ecuacionesde aguas someras utilizando el mtodo dediferencias finitas. La inundacin de las zo-nas costeras se determina empleando lacondicin de frontera mvil propuesta porIwasaky y Mano (1979). Los procedimien-tos de solucin numrica permiten deter-minar: la deformacin del terreno; las altu-ras de onda de tsunami en la costa; sustiempos de arribo segn resolucin tempo-ral; obtencin de vectores de velocidad decorriente y la generacin de mareogramassintticos (simulados) en puntos especficosde la costa. Los programas utilizados parala modelacin fueron DIGITAL Visual For-tran 6.0, MATLAB 6.5 y el Sistema de Infor-macin Geogrfica (SIG) TNT mips 6.3.

Para generar el dominio de integracin seelabor un mosaico digital topogrfico y ba-timtrico que incluye el rea de ruptura delevento de 1960 (figura N 2A), con una lon-gitud aproximada de 1.000 km, desde Con-cepcin, por el norte (36 58 S), hasta laPennsula de Taitao, por el sur (46 S), y unancho aproximado de 400 km desde elOcano Pacfico (76 30 W) hasta el inte-rior del continente (72 15 W). Los datosbatimtricos distantes a la costa se obtuvie-

FIGURA N 2DOMINIO DE INTEGRACIN PARA LA SIMU-

LACIN DEL TSUNAMI DE 1960

Grillas A, B, C y D con resoluciones de celda de81, 27, 9 y 3 respectivamente. Los ejes x,yindican nmero de filas y columnas. Los nivelesde grises indican altitud (valores negativos) y pro-fundidades (valores positivos). El crculo negro enla grilla D indica la posicin del mareograma sin-ttico de la figura N 5.


ron del levantamiento del fondo ocenicorealizado por Smith y Sandwell (1997); entanto, la batimetra cercana a la costa se ob-tuvo de la digitalizacin de cartas nuticaselaboradas por el SHOA. La componente to-pogrfica se obtuvo de la fusin digital decurvas de nivel y cotas a escala 1:50.000generadas por el Instituto Geogrfico Militar(IGM). Mientras que la topografa para elrea de estudio se obtuvo mediante un le-vantamiento detallado de terreno con Siste-mas de Posicionamiento Global (GPS) Geo-dsicos y restitucin aerofotogramtrica defotografas areas 1:20.000 tomadas por elServicio Aerofotogramtrico de la FuerzaArea de Chile (SAF). El resultado topogrfi-co final fue la generacin de un levanta-miento con curvas de nivel con un metro deequidistancia. Toda la informacin topobati-mtrica fue georreferenciada al elipsoide ydatum WGS 1984, integrada en formatovectorial y traspasada a formato raster me-diante mtodos geoestadsticos, generandoun gran modelo digital de elevacin (MDE).El MDE fue la base para generar las grillasque sustentan la modelacin.

Resultados y discusin

La aplicacin del modelo propuesto porMansinha y Smylie (1971) permiti generarla condicin inicial del tsunami. La defor-macin del terreno derivada permite obser-var las reas afectadas por levantamiento ysubsidencia cossmica (figura N 4). Los re-sultados modelados se consideran acepta-bles dado que se asemejan a evidencias deterreno obtenidas por Plafker y Savage en1970. De acuerdo al modelo, Valdivia yMaulln se hundieron aproximadamente2,4 y 2 m respectivamente; en tanto, lasobservaciones de los autores indican 2,7 y1,5 m respectivamente, con un margen deerror de 0.4 m. Por otra parte, el modeloindica que Isla Guamblin se levant alrede-dor de 4 m, y las observaciones de terrenode Plafker y Savage indican 5.7 m 0.2 m.

La condicin inicial del tsunami unavez validada fue la base para realizar lamodelacin del evento. La figura N 5 ilus-tra el comportamiento del nivel del mar du-rante cuatro horas (240 minutos) en un ma-reograma sinttico en Punta Pangal, justoen la desembocadura del ro Maulln (verfigura N 2D). Se observa que al momentodel terremoto (Tiempo = 0 minutos) se pro-duce un descenso del nivel del mar de al-rededor de dos metros, hecho que se tradu-ce en un recogimiento de las aguas.Aproximadamente, a contar de los 20 mi-nutos se manifiesta la llegada del primertren de ondas de tsunami, alcanzando a los45 minutos alturas de onda cercanas a los10 m. De acuerdo al mareograma, la mxi-ma regresin del nivel del mar se producea las dos horas diez minutos con -7,64 m,en tanto, la mxima altura de ola alcanzalos 13,26 m a las dos horas 36 minutos deocurrido el terremoto, ingresando por el roy propagndose hacia el interior.

De acuerdo al SHOA (1961), el tiempode arribo de las primeras ondas a Maullnse produjo ms o menos 20 minutos des-pus del terremoto, lo cual coincide con elmareograma modelado, al igual que lasmximas alturas de ondas estimadas en14 m.

FIGURA N 3PARMETROS DE FALLA UTILIZADOS PARA

SIMULAR EL TSUNAMI DE 1960


FIGURA N 5MAREOGRAMA SINTTICO EN PUNTA PANGAL

Las lneas elipsoidales representan reas afectadas por levantamiento (L) y subsidencia (S) cossmica,derivadas de las deformaciones del terreno producidas por el terremoto tsunamignico magnitud Mw 9.5de 1960. Se asume un estado de la marea al nivel medio del mar.

FIGURA N 4CONDICIN INICIAL DEL TSUNAMI DE 1960


En la figura N 6 se presenta a intervalosde diez minutos la llegada del primer trende ondas de tsunami obtenido mediante si-mulacin numrica. Se observa que a diezminutos de ocurrido el terremoto se man-tiene un descenso del nivel del mar en todael rea de alrededor de dos metros, estehecho se complementa con la aparicin deflujos de corriente en las cabeceras de loscauces que evidencian el gradual vacia-miento de las aguas en direccin al oca-no, afectando al ro Maulln y sus tributa-rios cercanos a la desembocadura, los rosQuenuir y San Pedro Nolasco. La velocidadde los flujos de corriente fluctan entre 1 y2 m/s.

A 20 minutos del terremoto, en el estua-rio el descenso del nivel del mar, conti-nan propagndose los flujos de corrientevaciante a lo largo de los cauces. En el roQuenuir la velocidad de la corriente de lasaguas alcanza entre 3 y 4 m/s. En tanto, ala entrada de la baha se observa un au-mento gradual del nivel del mar que ante-cede la llegada de las primeras ondas deltsunami. A treinta minutos, el primer trende ondas ya ha ingresado por la baha, seobservan los vectores de velocidad de co-rriente del tsunami con magnitudes que al-canzan hasta 3 m/s. Comienza el procesode inundacin en las costas bajas expues-tas al Ocano Pacfico, como Caleta Pichi-cuyen en Quenuir.

Desde los 40 minutos en adelante eltsunami impacta la extensa playa de Pan-gal, el poblado de Quenuir, y comienza lapropagacin de las ondas por la boca delro Maulln aguas arriba. En la baha, losflujos de corrientes en direccin a la costase intensifican alcanzando velocidades de4 a 6 m/s y alturas de ola de 5 a 7 m, ondasque a medida que disminuye la profundi-dad incrementan su altura.

A los 50 minutos el tsunami ya ha inun-dado las reas bajas de Chanhu, La Pasa-da y Maulln, propagndose hacia el inte-rior del ro, las alturas mximas de ola enestos lugares fluctan entre 4 y 7 m. Lostrenes de onda se manifiestan con perodos

aproximados de 10 a 15 minutos, siendolos de mayor energa y amplitud los queocurren a media hora del terremoto, luegoa dos horas diez minutos y a dos horas 40minutos aproximadamente.

En la figura N 7 se observa el mximoalcance de la inundacin producida por eltsunami (runup). Frente a la baha de Mau-lln, por el norte, las aguas inundan com-pletamente la Caleta Pichicuyen y el pobla-do de Quenuir, hecho que coincide con lostestimonios de sobrevivientes rescatadospor Atwater et al. (1999). En Pangal, lasaguas penetran casi tres kilmetros tierraadentro, inundando las extensas planiciesarenosas hasta los 5 a 6 m de altitud, coin-cidiendo con el lmite indicado por Atwateret al. (1999).

Debido a la configuracin batimtricadel cauce del ro Maulln y la exposicinde su ribera norte, hacen que el tsunamiinunde con facilidad las reas bajas de estesector. En Chanhu la inundacin alcanzaaproximadamente la cota 5 m. En La Pasa-da las aguas llegan hasta las cotas 4 a 5 mde altitud. En tanto, el poblado de Lepihue(cercano a La Pasada) es arrasado por lasaguas, inundando el sector El Rosario hastaalcanzar las reas bajo el puente en direc-cin a Coyam.

Dadas las caractersticas del emplaza-miento del poblado de Maulln, en la ribe-ra sur del ro, con escasas zonas de bajaaltitud, la inundacin producida por eltsunami es menor. En el pueblo, las aguasinundan parte del camino a Pangal y elcentro cvico, sin sobrepasar los 5 m dealtitud, coincidiendo con el rea de inun-dacin descrito por Thomas et al. (1963).En tanto, tambin se manifiesta inundacinen las riberas del pueblo que dan al roCariquilda sin sobrepasar los 3 m de alti-tud.

El ro Cariquilda es inundado completa-mente por las aguas del tsunami, incluyen-do las planicies de Chuyaqun. Esta reapresenta registros sedimentarios deposita-dos por el tsunami real de 1960 (Atwater et


FIGURA N 6SIMULACIN NUMRICA DEL TSUNAMI DE 1960, PRIMEROS 40 MINUTOS


al., 1992; Cisternas et al., 2000; Lagos yCisternas, 2004), lo que validara las reasinundadas obtenidas por modelacin eneste sector.

Conclusiones

Dadas las caractersticas y magnitud deltsunami de 1960, se puede considerar esteevento como el peor escenario para el cur-so inferior del ro Maulln. Los resultadosobtenidos por simulacin se consideranaceptables, dado que el comportamientodel tsunami y los alcances de la inunda-cin coinciden con antecedentes histri-cos, investigaciones previas y evidenciasde terreno.

La importancia de conocer el tiempo dearribo de las primeras ondas de tsunami(~25-30 minutos) se transforma en una herra-mienta vital al momento de manejar la emer-gencia y dar la alerta temprana ante eventosde campo cercano. Lo mismo debera ocurrircon las reas potencialmente inundables, lu-gares que deberan poseer un ordenamientoterritorial diferenciado ante la amenaza detsunami. Al respecto, la utilizacin de seal-ticas ante el riesgo de tsunami e indicacinde vas de evacuacin (figura N 8), sumadoa la educacin de la poblacin expuesta, per-miten mitigar potenciales impactos.

Respecto al rea de inundacin resul-tante, es importante considerar el rol que

FIGURA N 7MXIMO ALCANCE DE LA INUNDACIN EN EL CURSO INFERIOR DEL RO MAULLN


ejerce la morfologa costera en el runupde un tsunami y como los obstculos ensuperficie pueden cambiar y disminuir losalcances de la inundacin. En la actuali-dad, este es un problema para los estudiosque reconstruyen inundaciones tsunmi-cas, dado que la topografa utilizada parala simulacin de eventos no incluye lapresencia de construcciones, rboles y ve-getacin baja, sino que, considera a la su-perficie como un plano representado pormodelos digitales de elevacin (MDE). Alrespecto, Fujima (2001) demuestra que alincluir un parmetro de friccin de fondomayor en la modelacin del runup, la disi-pacin de energa producto de la rugosi-dad del terreno es considerada. De estemodo, la mayora de los estudios que re-construyen los alcances de inundacionesgeneradas por tsunami, utilizan como co-eficiente de friccin un valor estndar deingeniera para el parmetro de Mannigpara superficies ligeramente rugosas de n= 0.025 (Koshimura et al., 2002; Zahibo etal., 2003; Venturato et al., 2004), valorque se utiliz para la presente modela-cin.

En el curso inferior del ro Maulln, laconfiguracin de su costa, la escasa pendien-te y las bajas altitudes del terreno potencia-ron el poder de penetracin de la inunda-cin. No obstante, se debe considerar que lainundacin modelada esta referida al nivelmedio del mar, nivel que el 22 de mayo de1960 a las 15:10 horas se encontraba des-cendiendo de acuerdo al testimonio de so-brevivientes (Atwater et al., 1999); por lo tan-to, es probable que en algunas reas lainundacin obtenida est sobrestimada. Sinembargo, se debe tener conciencia que lasvariaciones de marea condicionarn el al-cance de un futuro tsunami en superficie.

Por ltimo, se debe destacar que las altu-ras del tsunami y el runup obtenidos por mo-delacin en Maulln, son un valor promedioen la celda correspondiente, situacin que setransforma en una limitacin prctica condi-cionada por el tamao de celda, que en estecaso fue de ~90 m; sin embargo, conocer elcomportamiento de un potencial evento y losalcances de la inundacin sienta las basespara diferenciar y conocer el riesgo de lascomunidades costeras.

FIGURA N 8SEALETICA ANTE EL RIESGO DE TSUNAMI

A. Sealtica localizada al interior del rea potencial de inundacin en la ciudad de Arica (norte deChile), indica al transente que se encuentra en zona de riesgo. B. Sealtica que indica direccin paraevacuar a zona de seguridad. Fotografas: M. Lagos, 2004.


Bibliografa

ATWATER, B.; JIMNEZ, N. & VITA-FINZI, C. Net late Holocene emergencedespite earthquake-induced submergence,south-central Chile. QuaternaryInternational, 1992, N 15-16, p. 77-85.

ATWATER, B.; CISTERNAS, M.;BOURGEOIS, J.; DUDLEY, W.; HENDLEY, J.& STAUFFER, P. Surviving a Tsunami -Lessons from Chile, Hawaii, and Japan.Circular 1187 USGS,1999, p.18.

ATWATER, B.; CISTERNAS, M.;SALGADO, I.; MACHUCA, G.; LAGOS, M.;EIPERT, A. & SHISHIKURA, M. Incubationof Chiles 1960 Earthquake. Eos TransactionAGU, 84(46), Fall Meet. Suppl., 2003,Abstract G22E-01.

BARRIENTOS, S. & WARD, S. The 1960Chile earthquake: Inversion for sl ipdistribution from surface deformation.Geophysical Journal International, 1990,N 103, p. 589-598.

BERNARD, E. Tsunami: Reduction ofImpacts through three Key Actions(TROIKA). Proceedings of the InternationalTsunami Symposium 2001 (ITS 2001),Session 1-1, Seattle, WA, 2001, p. 247-262.

CISTERNAS, M.; ARANEDA, A. yCONTRERAS, I . Reconocimiento ycaracterizacin de la facies sedimentariadepositada por el tsunami de 1960 en elestuario Maulln, Chile. Revista Geolgicade Chile, 2000, N 27(1), p. 3-11.

CISTERNAS, M. Suelos enterradosrevelan la prehistoria ssmica del Centro-Sur de Chile durante los ltimos dosmilenios. Revista de Geografa NorteGrande, 2005, N 33, p. 19-31.

DENGLER, L.; LUDY, B. & PATTON, J.Relative Tsunami Hazard Maps, HumboldtCounty, California. Eos Transaction AGU,84(46), Fall Meet. Suppl., 2003, AbstractOS22B-1162.

FUJIMA, K. Long wave propagation onlarge roughness. Proceedings of theInternational Tsunami Symposium 2001(ITS 2001), Session 7-22, Seattle, WA, 7-10August 2001, 2001, p. 891-895.

GONZLEZ, F.; TITOV, V.; MOFJELD,H.; VENTURATO, A.; SCOTT, R.; HANSEN,R.; COMBELLICK, R.; EISNER, R.; HOIRUP,D.; YANAGI, B.; YONG, S.; DARIENZO, M.;PRIEST, G.; CRAWFORD, G. & WALSH, T.Progress in NTHMP Hazard Assessment.Natural Hazards, 2005, 35(1), p. 89-110.

GOTO, C. & OGAWA, Y. NumericalMethod of Tsunami Simulation with theLeap-frog Scheme. Tohoku: Dept. of CivilEngineering, Tohoku University. Translatedfor the TIME Project by N. Shuto, 1992.

GOTO, C.; OGAWA, Y.; SHUTO, N. &IMAMURA, F. Numerical Method ofTsunami Simulation with the Leap-FrogScheme. IUGG/IOC TIME ProjectIntergovernmental OceanographicCommission of UNESCO, Manuals andGuides, 1997, N 35, p. 126.

IWASAKI, T. & MANO, A. Two-dimensional numerical computation oftsunami run-ups in the Euleriandescription. Twenty-sixth Conference onCoastal Engineering, Tokyo, 1979, p. 70-74.

KANAMORI, H. The Energy Release inGreat Earthquakes. Journal of GeophysicalResearch, 1977, Vol. 82, N 20, p. 2981-2987.

KOSHIMURA, S.; MOFJELD, H.;GONZLEZ, F. & MOORE, A. Modeling the1100 bp paleotsunami in Puget Sound,Washington. Geophysical Research Letters,2002, Vol. 29, N 20, 1948.

LAGOS, M. Tsunamis de origen cercanoa las costas de Chile. Revista de GeografaNorte Grande, 2000, N 27, p. 93-102.

LAGOS, M. y CISTERNAS, M. Depsitosde tsunami como indicadores de riesgo:evidencias sedimentarias. Revista


Geogrfica de Chile Terra Australis, 2004,N 49, p. 329-351.

LOCKRIDGE, P. Tsunamis in Peru-Chile.Report SE-39, World Data Center A forSolid Earth Geophysics USA, 1985, p. 97.

LYNETT, P.; BORRERO, J.; LIU, P. &SYNOLAKIS, C. Field survey and numericalsimulations: A review of the 1998 PapuaNew Guinea tsunami. Pure and AppliedGeophysics, 2003, 160(10-11), p. 2119-2146.

MANSHINHA, L. & SMYLIE, D. Thedisplacement field of inclined faults.Bulletin of the Seismological Society ofAmerica, 1971, Vol.61, N 5, p. 1433-1440.

MARRIS, E. Inadequate warning systemleft Asia at the mercy of tsunami. Nature,2005, N 433, p. 3-5.

NANAYAMA, F.; SATAKE, K.;FURUKAWA, R.; SHIMOKAWA, K.;ATWATER, B.; SHIGENO, K. & YAMAKI, S.Unusually large earthquakes inferred fromtsunami deposits along the Kuril trench.Nature, 2003, N 424, p. 660-663.

NIEMAYER, H. y CERECEDA, P.Hidrografa. Geografa de Chile. Tomo VIII.Santiago: Instituto Geogrfico Militar(IGM), 1984, Vol.8, p. 309.

PLAFKER, G. & SAVAGE, J. Mechanismof the Chilean earthquakes of May 21 and22, 1960. Geological Society of AmericaBulletin, 1970, N 81, p. 1001-1030.

SATAKE, K. Tsunamis. In LEE, W.;KANAMORI, H.; JENNINGS, P. &KISSLINGER, C. (eds.) InternationalHandbook of Earthquake and EngineeringSeismology, 2002, 81A, p. 437-451.

SATAKE, K. & TANIOKA, Y. The July1998 Papua New Guinea earthquake:Mechanism and quantification of unusualtsunami generation. Pure and AppliedGeophysics, 2003, 160(10-11), p. 2087-2118.

SATAKE, K.; WANG, K. & ATWATER, B.Fault slip and seismic moment of the 1700Cascadia earthquake inferred from Japanesetsunami descriptions. Journal of GeophysicalResearch, 2003, 108(B11), p. 2535.

SATO, H.; MURAKAMI, H.; KOZUKI, Y.& YAMAMOTO, N. Study on a SimplifiedMethod of Tsunami Risk Assessment.Natural Hazards, 2003, 29(3), p. 325-340.

Servicio Hidrogrfico y Oceanogrficode la Armada (SHOA). El maremoto del 22de mayo de 1960 en las costas de Chile.Valparaso: Servicio Hidrogrfico yOceanogrfico de la Armada de Chile,1961.

SMITH, W. & SANDWELL, D. Seafloortopography from satellite altimetry and shipdepth soundings. Science, 1997, 277, p.1957-1962.

SUGIMOTO, T.; MURAKAMI, H.;KOZUKI, Y.; NISHIKAWA, K. & SHIMADA,T. A human damage prediction method forTsunami disasters incorporating evacuationactivities. Natural Hazards, 2003, 29(3), p.587-602.

TANIOKA, Y.; NISHIMURA, Y.;HIRAKAWA, K.; IMAMURA, F.; ABE, I.;ABE, Y. SHINDOU, K.; MATSUTOMI, H.;TAKAHASHI, T.; IMAI, K.; HARADA, K.;NAMEGAWA, Y.; HASEGAWA, Y.;HAYASHI, Y.; NANAYAMA, F.; KAMATAKI,T.; KAWATA, Y.; FUKASAWA, Y.;KOSHIMURA, S.; HADA, Y.; AZUMAI, Y.;HIRATA, K.; KAMIKAWA, A.; YOSHIKAWA,A.; SHIGA, T.; KOBAYASHI, M. & MASAKA,S. Tsunami run-up heights of the 2003Tokachi-oki earthquake. Earth Planets andSpace, 2004, 56(3), p. 359-365.

THOMAS, H.; BOWES, W.; BRAVO, N.Field observations made between PuertoMontt y Maull n. Bullet in of theSeismological Society of America, 1963,53(6), p. 1353-1356.

VENTURATO, A.; TITOV, V.; MOFJELD,H. & GONZLEZ, F. NOAA TIME Eastern


Strai t of Juan de Fuca, Washington,Mapping Project: Procedures, DataSources, and Products. Contribution 2713from NOAA/Pacific Marine EnvironmentalLaboratory, 2004, p. 26.

VEYL, C. Los sismos y las erupciones demayo de 1960 en el sur de Chile. BoletnSociedad Chilena de Qumica, 1961, 11(1-2), p. 20-32.

WALSH, T.; TITOV, V.; VENTURATO, A.;MOFJELD, H. & GONZLEZ, F. TsunamiHazard Map of the Bellingham Area,Washington: Modeled Tsunami Inundationfrom a Cascadia Subduction Zone

Earthquake. Washington: Division ofgeology and earth resources, open file-report 2004-15, scale 1:50.000, 2004.

WATTS, P.; WALDER, J. & WAYTHO-MAS, C. A novel tsunami inundation map-ping technique. Eos Transaction AGU,84(46), Fall Meet. Suppl., 2003, AbstractOS22B-1161, 2003.

ZAHIBO, N.; PELINOVSKY, E.; YALCI-NER, A.; KURKIN, A.; KOSELKOV, A. &ZAITSEV, A. The 1867 Virgin Is landtsunami: observations and modeling.Oceanologica Acta, 2003, N 26, p. 609-621.

Lagos Tsunami Modeling NG 2005

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