2010 PRDW-UC-UTFSM Modelado Numérico de la Propagación

2010 PRDW-UC-UTFSM Modelado Numérico de la Propagación

MODELADO NUMERICO DE LA PROPAGACION DEL TSUNAMI DEL 27 DE FEBRERO DE 2010:
ANALISIS PRELIMINAR DEL COMPORTAMIENTO HIDRODINAMICO DEL EVENTO
Benjamín Carrión, Ingeniero Civil, PRDW-AV
Rafael Almar, PhD, Postdoc, Departamento de Ingeniería Hidráulica y Ambiental, Pontificia Universidad Católica de Chile
Rodrigo Cienfuegos, PhD, Profesor Asistente, Departamento de Ingeniería Hidráulica y Ambiental, Pontificia Universidad
Católica de Chile
Luis Burgos, Ingeniero Civil (c), Departamento de Obras Civiles, Universidad Técnica Federico Santa María
Patricio Catalán, PhD, Profesor Auxiliar, Departamento de Obras Civiles, Universidad Técnica Federico Santa María
RESUMEN
En este trabajo se presenta un análisis hidrodinámico de la propagación del Tsunami generado por el
terremoto del 27 de Febrero de 2010. Se utiliza el modelado numérico para reconstituir la dinámica de la
propagación de las olas y contar así con series de tiempo de la evolución de la superficie del mar hasta
varias horas después de ocurrido el sismo. Los resultados del modelo numérico han sido contrastados
con registros de mareógrafos ubicados en los puertos de Valparaíso y Talcahuano, además de
información disponible acerca de los tiempos de arribo tardío de las ondas en diferentes puntos de las
costa centro-sur de Chile.
Los resultados obtenidos, permitieron hacer una análisis más acabado acerca de la propagación del
Tsunami, donde se identificó un sistema complejo de ondas de orilla (edge waves) atrapadas a la costa
viajando paralelamente a ella, y ondas cuasi-estacionarias (leaky waves) que se manifiestan en la
dirección perpendicular a la costa. Estos descubrimientos permiten entregar una explicación plausible
para el singular comportamiento de este evento y el arribo tardía de ondas secundarias observado hasta
varias horas después de ocurrido el sismo.
INTRODUCCION
En la madrugada del día 27 de Febrero de 2010 a las 3:34 hrs (6:34 UTC) ocurrió un mega-terremoto de
intensidad 8.8 Mw cuyo epicentro se situó frente a la localidad de Cauquenes (35.909°S, 72.733°W),
1
unos 105 kms al noroeste de la ciudad de Concepción . La zona de ruptura abarcó un área aproximada
de 600 kms en la dirección norte-sur y de 300 kms en la dirección este-oeste de acuerdo a las
2
estimaciones del National Earthquake Information Center (NEIC) of the United States Geological Survey
(USGS) (ver Figura 1). Los parámetros característicos del movimiento de la zona de falla han sido
determinados mediante tele-inversión sísmica por Lay et al. (2010), encontrándose que en promedio, el
deslizamiento fue de 5 m. El movimiento masivo del fondo marino, generó un tsunami de grandes
proporciones que luego se propagó en la cuenca del océano Pacífico, provocando daños importantes a lo
largo de 600 kms de la costa de Chile, entre las regiones V, VI, VII y VIII, y en el archipiélago de Juan
Fernández.
En esta contribución, presentamos resultados preliminares que buscan caracterizar la propagación del
Tsunami del 27 de Febrero de 2010 obtenidos a partir de modelado numérico. El objetivo es entregar
elementos que permitiran explicar la gran variabilidad de alturas de ola observadas a lo largo de la zona
afectada así como el arribo tardío de las olas secundarias que provocaron daños incluso varias horas
después de ocurrido el sismo.
1
2
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/finite_fault.php
1
Figura 1: Descripción de la zona de ruptura de acuerdo al modelo de inversión de falla del NEIC2. Fuente :
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/finite_fault.php
MODELADO NUMERICO DE LA GENERACION Y PROPAGACION DEL TSUNAMI
El modelado numérico del Tsunami del 27 de Febrero de 2010 requiere contar con información relativa a
i) el comportamiento de la ruptura y características del plano de falla que provocó la perturbación inicial
de la superficie del océano, y ii) la batimetría del fondo marino. A partir de esa información base, es
posible utilizar un modelo numérico de propagación de ondas para analizar la fase de propagación del
evento.
En términos generales, en aguas de gran profundad, la perturbación incial se propagará a gran velocidad
en todas direcciones a través del océano como una onda lineal de pequeña amplitud pero gran longitud.
En una segunda etapa, cuando las ondas se acercan a la costa, donde las profundidades son menores,
pueden ocurrir interacciones no lineales entre la velocidad, el nivel del mar y la profundidad local.
Finalmente, en la última fase de la propagación se produce la interacción entre las ondas incidentes y la
línea de costa produciéndose fenómenos de reflexión parcial e inundación de zonas normalmente secas.
Estos procesos presentan características físicas y escalas espacio-temporales distintas, por lo que es
posible modelarlas con enfoques y herramientas diferentes. En este trabajo nos enfocaremos en una
descripción regional de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero, con el objeto de explicar algunas
de las particularidades de este evento (arribo tardío de ondas, alta variabilidad de la distribución de
alturas máximas a lo largo de la costa, etc.).
2
A continuación se describen las fuentes de información y herramientas utilizadas para esta simulación.
Parámetros de Falla y Deformación Inicial para la Superficie del Océano
El plano de falla esquematizado en la Figura 1 tiene su lado oeste colindante con la zona de subducción
inter-placas al interior de la fosa Perú-Chile (indicada por la línea roja en la misma Figura) y se extiende
desde el norte de Valparaíso hasta la Isla Mocha por el sur, con una longitud aproximada de 540 km y un
ancho de 200 km. El plano de falla se encuentra relativamente paralelo a la costa, alineado al rumbo
17.5ºN, y presenta un ángulo de buzamiento de 18º. Los parámetros resumen de la falla se presentan en
2
la Tabla 1 de acuerdo a antecedentes proporcionados por el NEIC .
Tabla 1: Características del sismo y de la ruptura. Fuente: National Earthquake Information Center (NEIC)
2
of the United States Geological Survey .
Parámetro
Magnitud de Momento Sísmico Mw
Magnitud
8.8
Longitud de ruptura
540 km
Ancho de ruptura
200 km
Rumbo del plano de falla
17.5º N
Ángulo de buzamiento
18°
Desplazamiento medio de la dislocación
3.9 m
Desplazamiento máximo de la dislocación
14.6 m
En la Figura 2 se presenta la distribución espacial del desplazamiento a lo largo del plano de falla. Su
distribución no es homogénea, presentando dos máximos ubicados respectivamente frente a la zona de
Bucalemu-Pichilemu (VI Región) por el norte y frente a Cobquecura (VIII Región) por el sur. Los
desplazamientos interplacas máximos alcanzaron los 14m.
3
Figura 2: Distribución espacial del desplazamiento en cm dentro del plano de falla.
Disponibles en formato subfault en
http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/finite_fault.php.
A partir de los parámetros de falla es posible determinar el campo de deformación vertical de la corteza,
ui(x1,x2,x3), utilizando la formulación analítica cerrada dada por Okada (1985), la cual se expresa de la
siguiente forma :
ui =
!
1
F
0
) 'u j 'u k , 3
'uin
2
"u
%&
+
µ
$$ j 2 jk '( ++ '(i + '(i ../ k 55d#
n
* k
j#
1
4
(1)
donde !uj ("1, "2, "3) representa la dislocación producida sobre la corteza terrestre ! considerada como
un medio isotrópico, # y $ corresponden a las constantes de elasticidad del medio y F a la fuerza
equivalente aplicada en el punto de coordenadas ("1, "2, "3). Para mayor detalle, acerca de la aplicación
de esta relación, el lector queda referido al trabajo de Okada (1985).
Para la definición de las condiciones iniciales en el modelo de propagación de tsunami, se manipularon
los resultados obtenidos a partir de la relación (1) utilizando el programa de presentación de datos georeferenciados y geofísicos Mirone (Luis, 2007), desarrollado en la Universidade do Algarve, Portugal. Las
deformaciones verticales obtenidas se presentan en la Figura 3, donde es posible apreciar peraltes
máximos cercanos a 4.0 m y depresiones mínimas de 1.2m.
Para la simulación de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero, se asumirá que la deformación
inicial de la superficie del mar es instantánea e igual a la deformación de la corteza terrestre.
4
Figura 3: Distribución espacial del la deformación vertical de la corteza terrestre obtenida a partir del
modelo de Okada (1985).
Información Batimétrica y Topográfica Utilizada
Para las simulaciones numéricas de propagación de Tsunami, se compiló información batimétrica
proveniente de 2 fuentes principales:
3
•
•
Base de datos GEBCO (The General Bathymetric Chart of the Oceans).
Cartas Náuticas del Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de Armada (SHOA).
La base de datos GEBCO, se utilizó para determinar la batimetría mar adentro, donde la profundidad
media es cercana a 4.000 m. GEBCO es una iniciativa que funciona bajo el patrocinio de la Organización
Hidrográfica Internacional y la Comisión Oceanográfica Intergubernamental de UNESCO. Los datos que
utiliza esta base, provienen de una gran cantidad de sondajes de profundidad realizados desde distintas
embarcaciones, a los que se agregan estimaciones de profundidad basadas en la distribución espacial
de gravedad de la tierra, obtenida por altimetría satelital. La información procesada tiene una resolución
de 30 segundos de arco y se encuentra contenida en la “Grilla GEBCO_08, versión 20091120”,
disponible en http://www.gebco.net.
En la zona comprendida entre la fosa de Perú-Chile y la costa, y para las bahías de Coquimbo y Corral
se utilizó la información de sondas y veriles hasta 7.000 m de profundidad contenidas en las cartas
náuticas del SHOA Nº 4.000. 5.000 y 6.000, que tienen una escala de 1:500.000.
3
http://www.gebco.net/
5
Para las siguientes zonas de interés se utilizaron cartas náuticas de mayor resolución :
•
Archipiélago de Juan Fernández y Bahía Cumberland. Cartas 5.410 y 5.411 de escalas 1:50.000
y 1:5.000 respectivamente.
•
Puertos de Quintero y Valparaíso. Carta 4.320 de escala 1:50.000 y cartas 4.321 y 5.111, ambas
de escala 1:10.000.
•
Puerto de San Antonio. Cartas5.114 y 5.115, de escalas 1:10.000 y 1:5.000, respectivamente.
•
Bahía de Concepción y Puertos de Talcahuano, Lirquén y Penco. Carta 6.110 de escala
1:50.000 y carta 6.111 de 1:10.000.
Para complementar la información batimétrica con datos topográficos, se utilizó la base de datos del
4
proyecto de altimetría satelital mundial Shuttle Radar Topography Mission (SRTM), liderado por la
Agencia Nacional de Inteligencia Geoespacial de NASA, desarrollado y distribuido en conjunto con EROS
Data Center del USGS. Los datos corresponden a la segunda revisión de las mediciones satelitales
originales realizadas el año 2000, y tienen una resolución de 3 segundos de arco (aprox. 90m en el área
de Sudamérica), por lo que se encuentran entre los datos más precisos y detallados disponibles. Una
completa descripción sobre la metodología de medición satelital y posterior proceso se encuentra en Farr
et al. (2007).
Modelo Hidrodinámico
La propagación del Tsunami a escala regional presentada en este trabajo fue realizada con el modelo
hidrodinámico SWAN (Mader, 1988). El modelo utiliza coordenadas geográficas, x e y, para resolver las
ecuaciones no lineales de aguas someras promediadas en la vertical, considerando los efectos de
aceleraciones de Coriolis y de fricción de fondo. Las ecuaciones de conservación de la masa y
momentum integradas numéricamente en el modelo son las siguientes :
(2)
(3)
donde % corresponde a la desnivelación instantánea del nivel del mar, h a la altura de la columna de
agua, u y v a los componentes ortogonales de la velocidad y g a la aceleración de gravedad. El efecto de
Coriolis se incluye a través del coeficiente F, dependiente de la posición geográfica. Los términos F(x) y
F(y) representan funciones de forzamiento debidas a esfuerzos por vientos o presiones, que en este caso
no han sido considerados. La fricción de fondo se asume proporcional al cuadrado de la velocidad del
flujo, caracterizada por el parámetro de Chezy, C.
La resolución numérica de las ecuaciones se lleva a cabo mediante un esquema de diferencias finitas
explícito en el tiempo. Para las simulaciones presentadas en este trabajo, el modelo se aplicó en una
grilla regular de 0.025º de resolución, lo que equivale a aproximadamente a 2.8 km. La integración en el
tiempo consideró un paso "t= 5s, con lo que se obtiene un número de Courant inferior a 1.0 en toda la
grilla, asegurando la convergencia del método. El dominio numérico definido para los cálculos se
presenta en la Figura 4.
4
http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/
6
-20
-25
4000
3000
2000
-30
1000
0
-1000
-35
-2000
-3000
-4000
-40
-5000
-6000
-45
-50
-95
-7000
-90
-85
-80
-75
-70
Figura 4: Definición del dominio utilizado para la propagación regional del Tsunami. Coordenadas
espaciales grados latitud-longitud, y escala de colores para niveles verticales en metros.
Validación de los resultados
Los resultados obtenidos a partir del modelo regional, son enseguida utilizados para forzar un modelo de
inundación de mejor resolución a la escala local. El modelo utilizado para este fin corresponde a ANUGA
(Nielsen, 2005) desarrollado en conjunto por la Australian National University y Geoscience Australia, en
una iniciativa para evaluar el riesgo de inundación de la costa Australiana por tsunamis y otros desastres
naturales. Este modelo es capaz de representar la propagación en zonas secas y mojadas e introducir
disipación de energía por rompimiento. Si bien en este trabajo no ahondaremos mayormente en los
resultados arrojados por las simulaciones a nivel local, sí han sido considerados para la validación del
modelo regional que se describe a continuación.
Para evaluar la confianza en los resultados del modelo, se comparan sus predicciones en un punto de
control ubicado al interior de la dársena del puerto de Talcahuano con el registro del mareógrafo ubicado
en ese mismo sector. El registro del mareógrafo está disponible a través del sitio web del centro de alerta
5
de tsunami de la NOAA . Esos datos no han sido validados por ningún organismo ni corregidos por las
modificaciones al terreno que pudiera haber introducido el terremoto, por lo que su uso debe ser
considerado referencial solamente. En la Figura 5 se presenta la comparación de ambas series de
tiempo. Se observa que la primera onda es correctamente representada por el modelo, tanto en el tiempo
de arribo como en amplitud, pero la depresión del nivel del mar que le sigue no es registrada por el
mareógrafo. Esto se debe a que el nivel de la superficie libre descendió por debajo del cero instrumental.
5
http://www.weather.gov/ptwc/
7
Sin embargo, la llegada de la segunda onda fue registrada por el instrumento antes de que éste dejara
de funcionar. El tiempo de arribo y la esbeltez de la onda de este segundo frente presentan una buena
concordancia entre los cálculos y el registro, lo que indica que el modelado numérico ha sido capaz de
capturar los aspectos principales de la propagación de este fenómeno.
Figura 5 : Serie de tiempo registrada por el mareógrafo del puerto de Talcahuano y obtenida por el
modelo numérico.
Del mismo modo, se procedió a comparar los resultados numéricos con las observaciones disponibles en
el mareógrafo del puerto de Valparaíso. En la Figura 6 se presenta esta comparación. Se aprecia una
buena representación de la llegada y amplitud del primer y segundo frentes, aunque ambas señales
difieren para tiempos superiores a las 2 horas, periodo en el cual se pueden haber generado efectos
locales con las obras o topografías (fenómenos de resonancia) que son representados sólo parcialmente
por el modelo. Con el paso de las horas, también ocurren cambios del nivel de marea que no han sido
tomados en cuenta. Cabe señalar que los datos del mareógrafo, al igual que el caso de Talcahuano, no
se encuentran validados por ninguna institución, ni calibrados por posibles efectos del terremoto.
Figura 6: Serie de tiempo registrada por el mareógrafo del puerto de Valparaíso y obtenida por el modelo
numérico.
Para complementar la validación del modelo, se contrastan los resultados con información disponible
sobre los tiempos de arribo de las ondas en distintas localidades de la costa. Los datos fueron obtenidos
a partir de la infografía publicada en el diario La Tercera el viernes 26 de marzo de 2010, en la que se cita
como fuente las investigaciones sumarias desarrolladas por Directemar y el SHOA tras el terremoto y
tsunami.
En la Figura 7, se ha modificado la infografía del diario La Tercera superponiendo las series de tiempo
del nivel del mar calculadas por el modelo. Las escalas verticales de las series de nivel del mar están
distorsionadas y sólo se utilizan para comparar los tiempos de arribo. Se presenta la comparación para
Valparaíso, Juan Fernández, Constitución y Talcahuano/Dichato. En general, se aprecia una
concordancia razonable entre los tiempos de llegada reportados y los calculados.
8
Figura 7: Infografía presentada el 26 de marzo de 2010 en el diario La Tercera con los tiempos de arribo
de las olas de tsunami. Se superponen las series de tiempo de variaciones de nivel del mar calculadas
por el modelo.
CARACTERIZACION DEL TSUNAMI DEL 27 DE FEBRERO DE 2010
Los resultados del modelo numérico permiten realizar un análisis más acabado acerca del
comportamiento de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero de 2010. La Figura 8 presenta la
evolución espacio-temporal de la superficie libre del océano durante los primeros 45 minutos luego de
ocurrido el sismo. Es posible observar que los primeros frentes alcanzan la costa entre los 15 minutos y
los 30 minutos. También se aprecia la evolución de la perturbación inicial hacia el interior de la cuenca
del océano Pacífico y su impacto en la isla Juan Fernández aproximadamente 45 minutos después del
sismo. Sin embargo, a partir de esta figura, no es posible apreciar con claridad la existencia de ondas
reflejadas en la costa que viajen de vuelta hacia aguas afuera perpendicularmente al continente. Esto
sugiere, que una gran proporción de la energía incidente queda de alguna manera atrapada a la costa y
podría así explicar el arribo tardío de frentes secundarios tal como se aprecia en la Figura 7. Esta
hipótesis será analizada a continuación a partir del análisis de series de tiempo de la evolución de la
superficie libre paralelamente a la costa a lo largo del veril -30 m y perpendicularmente a la costa a lo
largo de varios perfiles.
9
Figura 8: Evolución espacio-temporal de la superficie del océano después del sismo.
Con el objeto de ilustrar la gran complejidad de la propagación de este evento, en la Figura 9 se
presentan series de tiempo con la evolución de la superficie libre del océano a 30 m de profundidad en
dos puntos de la costa de Chile. Los puntos escogidos se sitúan frente a las dunas de Putú, 30 km al
norte de la ciudad de Constitución (VII Región), y frente a la localidad de Pichilemu (VI Región). Se
observa una gran variabilidad de las fluctuaciones de la superficie libre, y un desfase entre el tiempo de
llegada de la primera ola en ambos registros. El primer frente llega a Pichilemu algunos minutos antes,
probablemente debido a la heterogeneidad de la falla y fondo marino. Es interesante también observar
que existen diferencias importantes entre los tiempos que separan las distintas olas en cada registro. El
periodo medio entre máximos de olas es cercano a los 84 min en el caso del registro calculado frente a
las dunas de Putú y cercano a 20 min para la serie de tiempo frente a Pichilemu. Esto demuestra que el
evento se propagó en forma irregular a lo largo de la costa, probablemente condicionado no sólo por la
compleja deformación inicial del fondo marino, sino que también por la gran variabilidad batimétrica y
fuerte pendiente asociadas a la plataforma continental además de los cañones submarinos existentes en
la zona centro-sur de Chile. Es probable que las ondas de menor periodo hayan entrado en algunas
bahías o puertos, provocando fenómenos locales de resonancia que expliquen algunos de los efectos
observados en algunas localidades.
10
Figura 9: (a) Ubicación de las boyas virtuales (Pichilemu y Dunas de Putú) y veril -30 m (línea blanca). (b)
Evolución temporal de la superficie libre del océano para boyas virtuales ubicadas a 30 m de profundidad
frente a las Dunas de Putú (VII Región) y frente a Pichilemu (VI Región).
Figura 10: Evolución temporal de la superficie libre del océano a lo largo del veril -30 m esquematizado
en la Figura 9-a). La escala de colores corresponde al desplazamiento vertical de la superficie libre,
colores cálidos y fríos corresponden a crestas y valles, respectivamente.
11
Para estudiar la dirección de propagación de los frentes, analizamos a continuación la evolución temporal
de la superficie libre a lo largo de la costa y perpendicularmente a ella. En la Figura 10, se presenta un
mapa espacio-temporal de la propagación de las ondas paralelamente a la costa a lo largo del veril -30 m
que ha sido representado en la Figura 9. Este mapa permite apreciar que luego del impacto inicial del
frente principal sobre la costa (entre 15 y 30 min) se produjeron ondas reflejadas que viajaron en ambas
direcciones (norte-sur) generando un patrón de ondas superpuestas. Esta situación es particularmente
evidente entre los 40 y 100 min entre las latitudes -36.5 y -35, donde se observan valores positivos y
negativos de la superficie libre intercalados. Además es posible identificar ondas reflejadas viajando hacia
el norte y el sur, donde las ondas de periodo más largo parecen tener una persistencia mayor en la
dirección sur, mientras que las de periodo más corto tienden a ser más visibles viajando hacia el norte.
Es interesante notar que los periodos característicos presentes son concordantes con aquellos
observados en la Figura 9. A partir de las observaciones anteriores podemos conjeturar que las ondas
más largas (de mayor periodo) se podrían ver afectadas en mayor medida por la fuerza de Coriolis la que
incidiría en que su dirección de propagación sea predominantemente hacia el sur (fuerza aparente
actuando en el sentido de las manecillas del reloj).
Es importante notar además que las pendientes de las líneas que unen los iso-valores de nivel de
superficie libre, son un indicador de las velocidades de propagación de las olas propagándose
paralelamente a la costa; a mayor pendiente (!t/!x), menor es la velocidad de propagación. Es por lo
tanto interesante constatar que la velocidad de propagación del frente principal es mayor que la velocidad
de propagación de las ondas reflejadas. Esta situación sugeriría que la dinámica de la propagación de las
ondas incidentes y reflejadas es distinta en un caso y otro: el frente principal se habría propagado en
forma libre, mientras que las ondas reflejadas se propagarían como ondas de orilla (edge waves)
atrapadas a la costa con velocidades menores (Gonzales et al., 1995; Rabinovich et al., 2006). La
propagación de las ondas reflejadas como ondas de orilla estaría fuertemente condicionada por las
características de la pendiente de la plataforma continental, que siendo relativamente fuerte, hacen que
ellas queden atrapadas a la costa por refracción (Constantin, 2001). Esta situación también podría
explicar el arribo tardío de ondas secundarias a lo largo de la costa centro-sur de Chile.
Figura 11: Evolución temporal de la superficie libre del océano a lo largo de perfiles perpendiculares a la
costa.
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Para confirmar el carácter de ondas de orilla atrapadas a la costa de los frentes reflejados, hemos
realizado un mapa con la evolución temporal de la superficie del océano en transectos perpendiculares a
la costa. En la Figura 11 se presentan los resultados obtenidos al promediar la evolución de la superficie
libre sobre varios transectos a lo largo de la costa afectada por el Tsunami del 27 de Febrero. Al
promediar las series de tiempo de superficie libre, podemos identificar si existe o no propagación de
ondas reflejadas en esa dirección. La Figura 11 muestra que las líneas que unen las iso-superficies de
altura de ola del frente principal se propagan hacia la costa y hacia la cuenca del Pacífico desde una
distancia a la costa cercana a los 30 kms. Esta distancia representa la posición media a la costa de la
zona de falla (Figura 3). Por otra parte, para las ondas reflejadas secundarias, no es posible distinguir
claramente componentes de velocidad de propagación de onda en esta dirección. Esto confirmaría
nuestra hipótesis de que las ondas reflejadas se propagaron predominantemente en forma paralela a la
costa. Por otro lado, el tiempo transcurrido entre dos fases positivas de la superficie libre es concordante
con el periodo de las ondas más largas (84 min) identificadas anteriormente. En la dirección
perpendicular a la costa, éstas se manifiestan como ondas cuasi-estacionarias (leaky waves) a través de
los nodos y anti-nodos observados en la Figura 11.
CONCLUSIONES
El terremoto del 27 de Febrero de 2010 ha sido catalogado como uno de los 5 mayores eventos de la
historia contemporánea. Como consecuencia del movimiento sísmico, se generó un tsunami de grandes
proporciones que afectó una amplia franja de la costa centro-sur de Chile, propagándose además a
través de la cuenca del Pacífico. Los daños producidos en Chile fueron cuantioso pero el número total de
muertos resultó relativamente bajo al compararse con la gran magnitud del evento.
En este trabajo, nos concentramos en analizar, mediante modelado numérico, el comportamiento
hidrodinámico de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero. La propagación de las ondas resultó ser
extremadamente compleja, con alta variabilidad espacio-temporal y tiempos de arribo a la costa de los
frentes de ola comprendidos entre 15 minutos y varias horas. El análisis de la información generada, ha
permitido demostrar que luego del impacto del primer frente sobre la costa, se generaron ondas
reflejadas que se propagaron predominantemente en forma paralela a la costa. Las simulaciones
numéricas indican que la gran heteregeonidad del movimiento provocado por el sismo sobre el fondo
marino, unido a condiciones particulares de la batimetría y accidentes geográficos de la costa centro-sur
de Chile, explican la conformación de un sistema complejo de ondas de orilla (edge waves) atrapadas a
la costa junto con modos cuasi-estacionarios que se desarrollaron en la dirección perpendicular a ella
(leaky waves). Estas características permiten avanzar una explicación plausible para el arribo tardío de
las olas secundarias y su impacto sobre varias localidades costeras y puertos. Además, se identificaron
dos periodos claramente diferenciados para las ondas de Tsunami, y direcciones de propagación
principales. Las ondas de periodo más corto, cercano a los 20 minutos, podrían explicar algunos
fenómenos de resonancia local que pudieron ocurrir en bahías o puertos. Es necesario, sin embargo,
llevar este análisis más lejos, para poder confirmar las hipótesis planteadas en este estudio.
BIBLIOGRAFIA
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