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Informe - Historia de sismos y tsunamis en Chile


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1.  INTRODUCCIÓN


Según Wald y Scharer (2017) La paleosismología es la ciencia encargada de estudiar los terremotos del pasado. El obtener información de los terremotos generados en el pasado, nos ayuda a prepararnos y conocer lo que puede ocurrir en el futuro, basándonos en el supuesto de que lo que ocurrió en el pasado debe volver a suceder. Es de suma importancia para nosotros conocer más sobre el efecto y comportamiento de los sismos para ser capaces de construir edificaciones resistentes a terremotos de gran magnitud y planificar la reacción de la población frente a estos eventos. Existen evidencias primarias y secundarias para estudiar los terremotos del pasado.

2.  CONTEXTO GEOLÓGICO Y SISMOTECTÓNICO

Respecto a la tectónica, Chile se localiza sobre una zona de subducción de placas tectónicas, donde la placa de Nazca desciende bajo la placa Sudamericana (Fig. 1A). Existen segmentos con distintos ángulos de subducción, donde principalmente predomina la subducción oblicua que da origen en la Cordillera a la cadena de volcanes de Chile con una tasa de convergencia estimada aproximadamente en 6,6 cm/año basado en datos geodésicos (Angermann et all., 1999) o de 7,4 cm/año basado en el análisis de datos paleo-magnéticos del piso oceánico (DeMets et al., 2010), mientras que existe una zona acotada de subducción plana que abarca de los 26°S a los 32°S, la cual posee una velocidad de convergencia relativa de 8,0 cm/año en la dirección N78°E (DeMets et al., 1994).
Figura 1. Vista de la zona Centro-Sur de Chile. A) Mapa general de Chile señalando la placa de Nazca y Sudamericana. B) Geomorfologías principales, indicación de la megafalla en línea y triángulos, se puede observar la lineación de los volcanes en la Cordillera Prncipal de los Andes.

La zona de Chile Sur-Central está compuesto principalmente por tres zonas geomorfológicas básicas (Fig. 1B), desde oeste a este tenemos la Cordillera de la Costa, la Depresión Intermedia y la Cordillera de los Andes. La Cordillera de la Costa en esta zona tiene altitudes entre 500 a 1.000 m.s.n.m (metros sobre el nivel del mar), mientras que la Depresión Intermedia tiene altitudes entre el rango de 0 a 600 m.s.n.m, y por último la Cordillera de los Andes con altitudes que rondan los 1.500 a 2.000 m.s.n.m, con algunos volcanes que superan los 3.000 m.s.n.m.
Las placas tectónicas se encuentran en constante movimiento, produciéndose repentinos hundimientos (cosísmicos) y levantamientos graduales (intersísmicos), debido al proceso de subducción (Fig. 2). En este proceso se genera trabamiento (deformación) y acumulación de energía que puede ser liberada repentinamente, produciendo grandes y destructivos terremotos en el continente, acompañado en ciertas ocasiones por tsunamis.
Figura 2. Zona de subducción. A) se muestra la zona de acoplamiento de las placas. B) deformación lenta producto de la acumulación de energía. C) Generación de un terremoto producto del repentino avance de la placa subductada. D) Generación de ondas en el mar (tsunami) (Cisternas, 2005).

De acuerdo a la base de eventos sísmicos registrados históricamente, se tiene una secuencia de grandes sismos correspondiente a los años: 1575, 1737, 1837, 1960 y 2010 (Lomnitz, 1970; Van Daele, 2015). Cerca de Concepción y bajo Santiago, el movimiento del 21 de mayo de 1960 fue Mw 7.9 (USGS, 2014) a 8.3 (Vigny et al., 2001), el cual tuvo un área de ruptura con desplazamiento (slip) cercano a los 20 y 30 metros (Plafker & Savage, 1970; Kanamori & Cipar, 1974; Cifuentes, 1989), llegando a alcanzar localmente los 40 metros de desplazamiento (Barrientos & Ward, 1990). Por otro lado, el 27 de febrero del 2010, el terremoto tuvo Mw 8.8 en Maule causando una ruptura de megafalla en una línea de 500 kilómetros de largo.

3.  EVIDENCIAS DE SISMOS DEL PASADO

Para poder evidenciar sismos ocurridos en el pasado debemos recurrir a las evidencias primarias y secundarias, dejados por estos en el registro geológico. Dentro de las evidencias primarias se encuentran todas aquellas generadas por el movimiento de la falla durante el terremoto, es decir: escarpes de fallas, capas de sedimento y suelos plegados, terrenos o paisajes inclinados, elevados, caídos o desplazados (Fig. 3). Por otro lado, las evidencias secundarias incluyen pistas dejadas por el terremoto, ejemplo de esto son: caídas de roca, deslizamientos de tierras, daños en árboles y conos de arenas. Para encontrar evidencias directas es necesario buscar fallas, siendo de gran ayuda el uso de imágenes satelitales en esta labor, Lidar es una gran herramienta en evidenciar fallas que están cubiertas por la vegetación. Encontrada la falla, se necesita ver los sedimentos y suelos depositados en el tiempo bajo la superficie, para esto se realizan trincheras a través de la falla y se observan las capas de sedimentos apiladas unas sobre otras siguiendo el principio de superposición horizontal. Cuando ocurre un terremoto estas capas son interrumpidas, plegadas y desplazadas, depositándose posteriormente nuevas capas en la parte superior, conservando las evidencias. Además del estudio de sedimentos y suelos en trincheras, existen otras técnicas para identificar paleo-terremotos, el uso de la dendrocronología o anillos de árboles, es una novedosa técnica para revelar información paleo-sísmica. Como resultado de un gran terremoto los árboles pueden inclinarse, ser sacudidos fuertemente o inundarse por agua salada desde la subsidencia, afectando el crecimiento de estos por un tiempo posterior al sismo o causando la muerte de estos (Fig. 4).
Figura 3 Escarpe de falla durante el terremoto del 2014 en Nepal (M6.0) sobre la falla Napa, en un viñedo cerca de la ciudad de Buhman Avenue (Wald y Scharer, 2017).

 Figura 4. Bosque de cedro rojo occidental muerto en un pantano originado por marea en el río Copalis en la costa de Washington. El bosque fue destruido durante el rápido hundimiento que acompaño al terremoto más reciente de la zona de subducción de Cascadia. Los anillos de árboles muertos proporcionan la evidencia que estos murieron al final de la temporada de crecimiento de 1699 y antes del comienzo de crecimiento de 1700. Esta edad coincide con la fecha de este terremoto basado en un tsunami que fue registrado por japoneses a través de registros históricos. El bosque al fondo está por encima de las mareas altas (Wald y Scharer, 2017).

Para determinar la edad de un terremoto a partir de la evidencia en una trinchera, la técnica más conocida y usada es la datación del radiocarbono. Esta datación permite obtener la edad del material carbonoso en la capa de sedimento por encima y por debajo de donde se ha evidenciado un terremoto. Las mejoras en las técnicas de laboratorio permiten cada vez obtener la edad en muestras más pequeñas.
La estimación de la magnitud de paleo-terremotos son reflejados por el área de ruptura de la falla (largo y profundidad de un plano de falla), y la cantidad de deslizamiento, o desplazamiento ocurrido en la falla. Por ejemplo, un terremoto de M7 hará que el terreno se desplace un promedio de 1 metro, mientras que uno de M7.5 hará que se desplace aproximadamente 2,6 metros. Las evidencias secundarias también son usadas para calcular la magnitud, estimando el tamaño de la región afectada. El patrón de las sacudidas se compara con el patrón de terremotos de magnitud conocidos para determinar la magnitud que mejor se ajuste a las observaciones.

3.1.      Suelos enterrados Río Maullín, Chile

Cisternas et al (2005), han examinado registro de movimientos de tierra y tsunamis dejados en las capas enterradas de arena y suelo en los estuarios que corren por la parte central de la zona de falla en el Río Maullín. Con estos registros, y otros anteriores, la historia de la actividad en esta falla puede ser reescrita. Es gracias ese trabajo que se puede tener una mejor idea de los ciclos sísmicos en Chile Sur-Central. Cisternas et al (2015), se encargaron de examinar en detalle el registro estratigráfico local de los terremotos, producidos por la asociación de tsunamis y visto en las capas de arena intercalada y suelo extendiéndose horizontalmente por casi un kilómetro cerca de la desembocadura del Río Maullín. Los autores identificaron una secuencia de ocho grandes terremotos ocurridos en los últimos 2.000 años, con un intervalo de recurrencia promedio de 300 años. Se dieron cuenta que, en la secuencia aparente analizada por ellos de 1575, 1647, 1730, 1822, 1906 y 1985, el terremoto de 1647 tendría otra fuente de origen a los demás (siendo este de intraplaca, a diferencia de los otros que serían interplaca), reanalizando la serie y agregando el terremoto de 1580, todo esto con la finalidad de obtener una serie con intervalos de retorno de grandes sismos. Si bien se deja claro y explica que en Chile la historia sísmica y la historiografía sobre los efectos de los terremotos se basa siempre en aquellos que tienen un buen corpus documental, como el de Valdivia 1960, Valparaíso 1906, Arica 1868 y Concepción 1751.
En el trabajo de Cisternas (2005), estudia el terremoto de 1960 evidenciado por suelos que son enterrados por eventos de subsidencia y/o afectados por la inundación de tsunamis, quedando el registro de capas de arenas que cubren a las secuencias subyacentes. De esta forma, puede generarse un modelo análogo para identificar otros terremotos en la zona.
En lugares donde la erosión costera no supera a los montos de sedimentación, se debería encontrar la secuencia de suelos enterrados generados por eventos pasados de subsidencia (Fig. 5). Se pudieron identificar al menos ocho eventos, abarcando una historia sísmica de 2.000 años. Para realizar el registro, primeramente, se realizó una serie de perforaciones que abarcaban hasta un kilómetro de longitud, posteriormente, la serie lograda en cada fosa es correlacionada con las demás, generando unos perfiles estratigráficos bien correlacionado entre ellos. Para obtener la edad de las capas, se realizó un análisis de radiocarbono en los restos de plantas sepultadas dentro del estrato, utilizando aquellas caracterizadas por estar enraizadas en el suelo.
Figura 5. Dos depósitos de arena generados por terremotos, uno debido a) a la subsidencia y b) un tsunami (Cisternas, 2005).

Para diferenciar los depósitos de tsunamis de aquellos generados por las mareas, se definieron criterios de los cuales destacan tres para definir un depósito de marea: i) las partes bajas del suelo se convierten en planicies intermareales (sin vegetación), encontrándose el suelo bien erosionado y expuesto al accionar de las olas; ii) los suelos se encuentran completamente perforados por madrigueras de cangrejos y gusanos; iii) se observa un contacto muy irregular entre el paleosuelo y la arena mareal. En cambio, para los depósitos generados por tsunamis: i) las capas de arenas presentan un aguzamiento estratigráfico determinado por la topografía en dirección contraria a la costa; ii) se reconocen plantas en posición de crecimiento, inyectadas en la arena del suelo subyacente; iii) se reconocen huellas de mamíferos sobre ya que los suelos son colmados por el depósito de arena dejado por el tsunami.
El paleosuelo de 1960 se reconoció con capas de arena muy potentes (> ~30 cm) producidos por megaondulitas activadas por corrientes mareales. En cambio, los depósitos tsunámicos presentan espesores generales menores (< ~20 cm). La secuencia de eventos (Fig. 6 y 7) se encuentra muy bien datada, correspondiendo el evento “H” al más antiguo registrado e interpretado como un terremoto gigante que aconteció durante los siglos iniciales del primer milenio, sin comprobarse la generación de tsunami. Tres siglos despues se generó el evento “G” con un importante tsunami, y posteriormente hacia la segunda mitad del primer milenio, ocurre el evento “F” del cual no existen pruebas de generación de tsunami. También se identifica el evento “E” con una posible edad antes del año 1.000 DC. Alrededor del año 1.100 DC, ocurre un terremoto gigante evidenciado por el evento “D”, al cual se asocia un tsunami, mientras que entre los años 1.250-1.350 DC ocurre el evento “C”, con evidencias de un tsunami relacionado. La secuencia termina con el evento “B” datado en el año 1.575 y posteriormente el evento “A” correspondiente al terremoto de 1960.
Figura 6. Vista NE a SW con una sección estratigráfica general. Se muestran los eventos de capas de arena identificados (Cisternas et al., 2005).

Figura 7. Perfil mostrando los depósitos de arena asociados a los eventos identificados de tsunami y subsidencia por terremoto (Cisternas et al., 2005).

Una exhaustiva búsqueda bibliográfica por parte de Cisternas (2005), en documentación inédita, colonial y republicana, comprueba que los terremotos de 1737 y 1837 fueron muy inferiores en magnitud respecto a los eventos gigantes de 1575 y 1960, evidenciado también por los registros de terremotos en el estuario del Río Maullín. También cabe mencionar que, en ese trabajo, se ha usado información ecológica estuarina para apoyar las evidencias e información almacenada en los suelos enterrados. Principalmente con dendrología se han datado árboles que quedaron hundidos por el accionar de las mareas (Fig. 8), y en un lapso de un año posterior al terremoto de 1960 todas las especies en la zona estudiada murieron, probablemente por la asfixia radicular o exceso de sales. Los árboles tenían una edad promedio de 300 años, por lo que alcanzaron a resistir los efectos del terremoto de 1737 y 1837, confirmando que la intensidad de estos fue menor que el evento que acabo con ellos de 1960.
Figura 8. Evidencia de los árboles entre los terremotos. A) vista del bosque décadas despues de los terremotos (2003) y en 1874. B) Conteo anual de anillo de árboles, con probable muerte de los árboles en 1960 (Cisternas, 2005).

3.2.      Registro histórico – Terremoto de 1730

En el estudio de Urbina et al (2016), revisan el terremoto de 1730, que de acuerdo a nuevos y antiguos documentos este evento estuvo compuesto por dos sismos independientes, con tsunami asociado ambos. Puede ser calificado como el mayor evento sísmico ocurrido en la historia de Chile metropolitano o central, según la extensión de los daños y el tamaño de los tsunamis.
El catalogo más completo de registro de terremotos en Chile fue publicado por Montessus de Ballore en 1911, y modificado más tarde principalmente por Cinna Lomnitz en 1970 y 2004 (Montessus de Ballore, 1912-1916; Lomnitz, 1970 y 2004).
La hipótesis de la investigación de Urbina et al (2016), es que el terremoto de 1730 se diferencia del resto de la serie o secuencia ya referida, al ser un evento sísmico de gran envergadura, altamente destructivo y único. En su reporte explican que el primer terremoto y tsunami, fue obtenido de tres fuentes que coinciden en que el movimiento, aunque largo en duración, no fue muy recio y no provocó daños de importancia. A pesar de ello, este terremoto fue capaz de generar una salida de mar en la bahía de Concepción, lo que indica su gran tamaño. Mientras que el segundo terremoto y tsunami, tres horas después, duró más que el precedente, y fue <<tan recio sacudimiento que casi no se podía estar en pie, haciéndose necesario buscar algún arrimo para mantenerse, como que la tierra nos quisiese atajar la huida, negándonos la acogida que en ella buscábamos>>. A este terremoto también le siguió una salida del mar (Urbina et al., 2016).
En ese estudio, se recopila información de diversas ciudades dando cuenta que el efecto del terremoto es mayor en las ciudades más importantes (Santiago y Concepción), menor en el puerto de Valparaíso. Alfredo Palacios reafirma la idea de que <<se propagó entre Coquimbo y Concepción>>. Reportes como que, en 1796, se informó que las murallas de La Serena y puerto de Coquimbo fueron destruidas por el sismo de 1730. Por lo tanto, en La Serena y su puerto, Coquimbo, el terremoto fue muy destructivo: derribó casas, las murallas de la ciudad, y dejó iglesias y conventos arruinados hasta sus cimientos. El Obispo Bravo de Rivero escribió que todas las iglesias entre San Felipe y Santiago quedaron maltratadas. En cambio, para la ciudad de Mendoza (a unos 180 kilómetros al este de Santiago), se mostraba el siguiente panorama: cayó al suelo la iglesia parroquial, el convento franciscano no cayó, pero sufrió severos daños y hacia 1735 aun amenazaba derrumbarse. Al poniente, en el territorio insular, el archipiélago de Juan Fernández estaba deshabitado y no sería ocupado hasta 1750, cuando se fundó un fuerte y se estableció población permanente, arrasada, por cierto, por el tsunami de 1751 (Urbina et al., 2016).
Además, el terremoto en Valparaíso, por entonces restringido a la playa frente a la actual iglesia La Matriz y a los cerros inmediatos, fue altamente destructivo. Muchos de ellos quedaron <<arruinados>>. Fray Francisco Seco reporta la ruina de los conventos de San Francisco del Monte, San Pedro de Alcántara, Malloa (ambas en el valle de Colchagua), y Unigüe (al norte de Chillán). Vecina estaba la estancia de Bucalemu, que pertenecía a los jesuitas. Allí se derribó gran parte de la iglesia. En la ciudad de Chillán, 400 kilómetros al sur de Santiago, fue la ruina total de los conventos dominico y franciscano. Ambos terremotos fueron tan importantes que provocaron dos tsunamis. De este modo, es probable que el tsunami de 1730 inundara el sector Almendral hasta al menos 800 metros hacia dentro de la actual línea de la costa. Ello indica que se cubrió de agua tanto al oriente (el Almendral) como al occidente (el Barón) del estero de Las Delicias (actual avenida Argentina). Esta inundación entre punta y punta de Valparaíso, de 800 metros de profundidad y 9 metros de altura (Urbina et al., 2016).
Por otro lado, también se reporta daños fuera del reino de Chile, además de alcanzar al Callao, cuentan con datos que les permiten afirmar que el tsunami de 1730 cruzó el océano Pacífico, llegando hasta las costas de Japón. En la península de Oshika, al noreste de Honshu, inundó cultivos y campos de arroz (Urbina et al., 2016).

3.3.      Turbiditas lacustres de Chile Sur-Central

En el trabajo de Van Dael et al. (2015) analizan depósitos de eventos inducidos sísmicamente, en el relleno sedimentario de cuencas lacustres, los cuales son altamente útiles para las reconstrucciones paleo-sísmicas. Ese estudio ha usado 107 testigos de sedimentos cortos para investigar el impacto sedimentario de los terremotos de 1960 Mw 9.5 en Valdivia y del 2010 Mw 8.8 en el Maule en 17 lagos de Chile Sur-Central (es decir, los lagos Negra, Lo Encañado, Aculeo, Vichunquén, Laja, Villarrica, Calafquén, Pullinque, Pellaifa Panguipulli, Neltume, Riñihue, Ranco, Maihue, Puyehue, Rupanco y Llanquihue).
Una combinación de análisis de imágenes, suceptibilidad magnética y análisis del tamaño de grano (Fig. 10) permiten la identificación de cinco tipos de depósitos (Fig. 9) de eventos inducidos sísmicamente: i) depósitos de transporte de masas; ii) deformaciones in situ; iii) turbiditas lacustres con una composición similar a sedimentos hemipelagicos del entorno (turbiditas lacustres tipo 1); iv) turbiditas lacustres con una composición diferente a los sedimentos del entorno (tubiditas lacustres tipo 2) y v) megaturbiditas (Van Daele et al., 2015).
Figura 9. Esquema resumido de los diferentes tipos de depósitos encontrados (Van Daele et al., 2015).
Debido a su origen más restringido, las turbiditas lacustres del tipo 1 son el tipo más confiable de depósitos asociados a eventos inducidos sísmicamente en la paleosismología cuantitativa, porque son casi exclusivamente desencadenados por sacudidas de terremotos (Van Daele et al., 2015).
Figura 10. Mapa del área alrededor del lago Pellaifa con su reporte y análisis (Van Daele et al., 2015).

REFERENCIAS

  • Angermann, D., J. Klotz, and C. Reigber (1999), Space-geodetic estimation of the Nazca-South America Euler vector, Earth Planet. Sci. Lett., 171, 329-334, doi:10.1016/S0012-821X(99)00173-9.
  • Cisternas, M. 2005. Suelos enterrados revelan la prehistoria sísmica del Centro-Sur de Chile durante los últimos dos milenios. Revista geografía, Norte Grande, Pontificia Universidad Católica de Chile. Santiago, Chile. pp. 19-31.

  • Cisternas M., Atwater, B., Torrejón F., Sawai Y., Machuca, G., Lagos M., Eipert A., Youlton C., Salgado, I., Kamataki T., Shishikura M., Rajendran, C.P., Malik, J. K., Rizal, Y. & Husni, M. 2005. Predecessors of the giant 1960 Chile earthquake. Nature, Lett. Vol 437, p. 404-407.

  • DeMets, C., Gordon, R. G., Argus, D. F., Stein, S. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimate of current plate motions. Geophys. Rs. Let., 21, 2191-2194.
  • DeMets, C., R. G. Gordon, and D. F. Argus (2010), Geologically current plate motions, Geophys. J. Int., 181(1), 1-80, doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x.

  • Lomnitz, C. 1970. Major earthquakes and tsunamis in Chile during the period 1535 to 1955. Geological Rundschau, N° 59, p. 938-960.

  • Urbina, M., Gorigoitía, N. y Cisternas, M. 2016. Aportes a la historia sísmica de Chile: el caso del gran terremoto de 1730. Anuario de Estudios Americanos, 73, 2, pp. 657-687. doi:10.3989/aeamer.2016.2.11.

  • USGS (Unites States Geological Survey). 2014. Chile 1960 Magnitude 9.5. The largest earthquake in the world. Earthquake Hazards Program – Significant earthquake archive.

  • Van Daele, M., Moernaut, J., Doom, L., Boes, E., Fontijn, K., Heirman, K., Vandoorne, W., Hebbeln, D., Pino, M., Urrutia, R., Brümmer, R., and De Batist, M. 2015. A Comparison of the sedimentary records of the 1960 and 2010 great Chilean earthquakes in 17 lakes: Implications for quantitative lacustrine paleoseismology. Sedimentology: The journal of International Association of Sedimentologists, doi:10.1111/sed.12193.

  • Vigny, C., Socquet, A., Peyrat, S., Ruegg, J.C., Métois, M., Madariaga, R., Morvan, S., Lancieri, M., Lacassin, R., Campos, J., Carrizo, D., BEjar-Pizarro, M., Barrientos, S., Armijo, R., Aranda, C., Valderas-Bermejo, M.C., Ortega, I., Bondoux, F., Baize, S., Lyon-Caen, H., Pavez, A., Vilotte, J.P., Bevis, M., Brooks, B., Smalley, R., Parra, H., Baez, J.C., Blanco, M., Cimbaro, S. and Kendrick, E. 2011. The 2010 Mw 8.8 Maule Megathrust Earthquake of Central Chile. Monitored by GPS. Science, 332, 1417-1421.



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