EVALUACIÓN DE AMENAZA POR TSUNAMI FRANCISCO JAVIER ...

EVALUACIÓN DE AMENAZA POR TSUNAMI

FRANCISCO JAVIER GONZÁLEZ URBINA

MARÍA CAROLINA SÁNCHEZ PASTAS

PONTIFICIA UNIVERSIDAD JAVERIANA

FACULTAD DE INGENIERÍA

DEPARTAMENTO DE INGENIERÍA CIVIL

BOGOTÁ, COLOMBIA

JUNIO DE 2011

____________________________________________

FIRMA

_______________________

FECHA







BOGOTÁ, COLOMBIA

JUNIO DE 2011


TRABAJO DE GRADO PARA OPTAR AL TÍTULO DE INGENIERO CIVIL



DIRECTOR

CARLOS EDUARDO RODRIGUEZ PINEDA

INGENIERO CIVIL PhD, MG, MSc, DIC




BOGOTÁ, COLOMBIA

MAYO DE 2011

REGLAMENTO DE LA PONTIFICIA UNIVERSIDAD JAVERIANA Art. 23 de la resolución No. 13 del 6 de Julio de 1964

“La Universidad no se hace responsable por los conceptos emitidos por sus alumnos en sus trabajos de tesis. Solo velará porque no se publique nada contrario al dogma y la moral católica y porque las tesis no contengan ataques o polémicas puramente personales; antes bien, se ve en ellas el anhelo de buscar la verdad y la justicia”.

FORMATO DE DESCRIPCIÓN DE LA TESIS

AUTOR (O AUTORES)

Apellidos González Urbina Nombres Francisco Javier.

Apellidos Sánchez Pastas Nombres María Carolina

TÍTULO DEL TRABAJO

EVALUACION DE AMENAZA POR TSUNAMI

CIUDAD BOGOTÁ AÑO DE ELABORACIÓN 2011.

NÚMERO DE PÁGINAS

TIPO DE ILUSTACIONES Esquemas de Word, Planos AUTOCAD y gráficas en Excel .

MATERIAL ANEXO Planos y Bases de Datos.

FACULTAD Ingeniería PROGRAMA Ingeniería Civil

TÍTULO OBTENIDO Ingeniero Civil

MENCIÓN (en caso de recibir alguna calificación especial)

DESCRIPTORES

Tsunami, daños debido a ondas generadas por tsunamis, relaciones multivariadas

para evaluación de amenaza por tsunamis.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen cordialmente al director de proyecto de grado el Dr. Carlos E.

Rodríguez P. por el interés y la dedicación prestada.

María Carolina y Francisco Javier agradecen a sus padres por la ayuda, confianza y

apoyo brindado durante el transcurso de la carrera.

DEDICATORIA

<<Dedicado a todas las víctimas del trágico 11 de Marzo del presente año>>.

Francisco González Urbina – Carolina Sánchez Pastas

_____________________________________________________________________ Página 10 de 233 Evaluación de Amenaza Por Tsunami 16 de Mayo de 2011

TABLA DE CONTENIDO

1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................... 21

1.1. JUSTIFICACIÓN............................................................................................................. 22

1.2. OBJETIVOS ................................................................................................................... 23

1.2.1. Objetivo general .................................................................................................. 23

1.2.2. Objetivos específicos ........................................................................................... 23

1.2.3. Alcance ................................................................................................................ 23

2. MARCO TEÓRICO ................................................................................................................. 25

2.1. DEFINICIÓN DE TSUNAMI ............................................................................................ 25

2.2. PARÁMETROS DEL TSUNAMI ...................................................................................... 25

2.2.1. Amplitud y altura de las olas ............................................................................... 25

2.2.2. Inundación y alturas de “run-up” ........................................................................ 28

2.2.3. Magnitudes e intensidad del tsunami ................................................................. 28

2.3. TIPOS DE TSUNAMIS .................................................................................................... 30

2.3.1. Tsunamis de orígenes no sísmicos ...................................................................... 30

2.3.2. Tsunami de origen sísmico .................................................................................. 33

2.4. PROCESOS HISTÓRICOS DE INTERÉS A NIVEL MUNDIAL ............................................. 56

2.5. RECOPILACIÓN DE DATOS ........................................................................................... 60

2.5.1. Métodos de medición ......................................................................................... 60

2.5.2. Centros de alerta de tsunamis ............................................................................ 64

2.5.3. Sistemas de alerta de tsunamis locales ............................................................... 66

2.6. MODELACIÓN .............................................................................................................. 68

2.6.1. Tipos de modelos ................................................................................................ 68

2.6.2. Problemas de la modelación en tsunamis .......................................................... 70

2.6.3. Modelos actuales ................................................................................................ 71

3. BASES DE DATOS ................................................................................................................. 89

3.1. RECOPILACIÓN DE DATOS ........................................................................................... 89

3.2. BASE DE DATOS “EVENTOS HISTÓRICOS” ................................................................... 90

3.2.1. Catálogo de sismos .............................................................................................. 90

3.2.2. Catálogo de tsunamis .......................................................................................... 90

3.2.3. Parámetros de la base de datos .......................................................................... 90

3.3. BASE DE DATOS “RUN-UPs” ........................................................................................ 95

3.3.1. Catálogo de Run-up ............................................................................................. 95


_____________________________________________________________________ 16 de Mayo de 2011 Evaluación de Amenaza Por Tsunami Página 11 de 233

4. CORRELACIONES MULTIVARIADAS ..................................................................................... 98

4.1. METODOLOGÍA ............................................................................................................ 98

4.1.1. Parámetros .......................................................................................................... 98

4.1.2. Datos ................................................................................................................... 99

4.2. MÉTODOS ESTADÍSTICOS .......................................................................................... 102

4.3. aplicación................................................................................................................... 105

5. CORRELACIÓN DE PROPAGACIÓN TIPO 1 ......................................................................... 107

5.1. SELECCIÓN DE PARÁMETROS .................................................................................... 107

5.1.1. Generación: ....................................................................................................... 107

5.1.2. Propagación: ...................................................................................................... 107

5.2. ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA. ....................................................................................... 108

5.2.1. Sector 1.............................................................................................................. 108

5.2.2. Sector 2.............................................................................................................. 109

5.2.3. Sector 3.............................................................................................................. 111

5.3. REGRESIÓN LINEAL MÚLTIPLE. .................................................................................. 112

5.3.1. Para sismos en la escala de magnitud Ms. ....................................................... 113

5.3.2. Para sismos en la escala de magnitud Mw. ...................................................... 115

5.4. ANÁLISIS DE DATOS ................................................................................................... 118

6. CORRELACIÓN DE PROPAGACIÓN TIPO 2. ........................................................................ 120


6.1.1. Generación: ....................................................................................................... 120

6.1.2. Propagación: ...................................................................................................... 120


6.2.1. Sector 1.............................................................................................................. 121

6.2.2. Sector 2.............................................................................................................. 122

6.2.3. Sector 3.............................................................................................................. 124


6.3.1. Para sismos en la escala de magnitud Ms. ....................................................... 126


6.4. ANALISIS DE DATOS ................................................................................................... 131

7. CORRELACIÓN DE PROPAGACIÓN TIPO 3. ........................................................................ 133


7.1.1. Generación: ....................................................................................................... 133

7.1.2. Propagación: ...................................................................................................... 133




7.2.1. Sector 1.............................................................................................................. 135

1.1.1. Sector 2.............................................................................................................. 136

7.2.2. Sector 3.............................................................................................................. 138




8. CORRELACIÓN DE INUNDACIÓN TIPO 1. ........................................................................... 146


8.1.1. Inundación: ........................................................................................................ 146




9. CORRELACION DE INUNDACION TIPO 2. ........................................................................... 149




10. SELECCIÓN DE CORRELACIONES.................................................................................... 151

10.1. PARA MAGNITUD MS ............................................................................................ 151

10.1.1. Propagación: ...................................................................................................... 151

10.1.2. Inundación: ........................................................................................................ 156

10.2. PARA MAGNITUD MW .......................................................................................... 157

10.2.1. Propagación: ...................................................................................................... 157

1.1.1. Inundación: ........................................................................................................ 162

11. VALIDACIÓN DE CORRELACIONES ................................................................................. 163

11.1. MAPA DE AMENAZA POR TSUNAMI EN ESMERALDAS, ECUADOR ...................... 163

11.1.1. Antecedentes .................................................................................................... 163

11.1.2. Modelación numérica para Esmeraldas (Ecuador) ........................................... 164

11.1.3. Resultados de la modelación ............................................................................ 166

11.1.4. Aplicación de las correlaciones ......................................................................... 168

12. CARACTERIZACIÓN CASO PILOTO (TUMACO) ............................................................... 175

12.1. MARCO DE ANALISIS ............................................................................................. 175

12.1.1. Descripción Regional. ........................................................................................ 175

12.1.2. Geografía ........................................................................................................... 176



12.1.3. Morfología ......................................................................................................... 178

12.1.4. Hidrogeología .................................................................................................... 178

12.1.5. Batimetría de la región pacifica......................................................................... 179

12.1.6. Topografía ......................................................................................................... 180

12.1.7. Geología ............................................................................................................ 180

12.1.8. Sismicidad regional ............................................................................................ 182

12.1.9. Sismicidad en Colombia .................................................................................... 183

12.1.10. Procesos Históricos ....................................................................................... 193

12.1.11. Vulnerabilidad ............................................................................................... 198

13. EVALUACIÓN DE LA AMENAZA CASO PILOTO ............................................................... 201

13.1. VARIABLES ............................................................................................................. 201

13.2. RESULTADOS ......................................................................................................... 204

13.3. ANÁLISIS DE RESULTADOS ..................................................................................... 214

13.3.1. Subducción norte .............................................................................................. 214

13.3.2. Subducción centro ............................................................................................. 215

13.3.3. Subducción sur .................................................................................................. 215

13.3.1. Casos históricos ................................................................................................. 216

13.3.2. Evento crítico ..................................................................................................... 217

13.3.3. Discusión ........................................................................................................... 217

14. CONCLUSIONES ............................................................................................................. 220

15. RECOMENDACIONES ..................................................................................................... 223

REFERENCIAS

ANEXO A

ANEXO B



ÍNDICE DE TABLAS

TABLA 5-1: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL INVERSO -- SECTOR 1 – CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 108

TABLA 5-2: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL NORMAL – SECTOR 1 - CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 108

TABLA 5-3: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL DE RUMBO – SECTOR 1 - CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 109

TABLA 5-4: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL INVERSO – SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 109

TABLA 5-5: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL NORMAL – SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 110

TABLA 5-6: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL RUMBO – SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 110


........................................................................................................................................... 111

TABLA 5-8: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA MECANISMO FOCAL NORMAL –SECTOR 3 – CORRELACIÓN 1.

........................................................................................................................................... 111


........................................................................................................................................... 112

TABLA 5-10: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – MS – SECTOR 1 - CORRELACIÓN 1. ................. 113

TABLA 5-11: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN MS – SECTOR 1 - CORRELACIÓN 1. ......................... 113

TABLA 5-12: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – MS - SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1. ................. 114

TABLA 5-13: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN – MS – SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1. ...................... 114

TABLA 5-14: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – MS – SECTOR 3 – CORRELACIÓN 1. ................ 114

TABLA 5-15: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN – MS – SECTOR 3 – CORRELACIÓN 1. ...................... 115

TABLA 5-16: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – MW – SECTOR 1 - CORRELACIÓN 1. ................ 115

TABLA 5-17: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN MW – SECTOR 1 - CORRELACIÓN 1. ........................ 116

TABLA 5-18: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – MW - SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1. ................ 116

TABLA 5-19: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN – MW – SECTOR 2 – CORRELACIÓN 1. ..................... 116

TABLA 5-20: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – MW – SECTOR 3 – CORRELACIÓN 1. ............... 117

TABLA 5-21: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN – MW – SECTOR 3 – CORRELACIÓN 1. ..................... 117


........................................................................................................................................... 121


........................................................................................................................................... 121


........................................................................................................................................... 122




........................................................................................................................................... 122


........................................................................................................................................... 123


........................................................................................................................................... 123


........................................................................................................................................... 124


........................................................................................................................................... 124


........................................................................................................................................... 125




TABLA 6-13: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN - MS – SECTOR 2 - CORRELACIÓN 2. ....................... 127






TABLA 6-19: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN - MW – SECTOR 2 - CORRELACIÓN 2. ...................... 130



TABLA 6-22: COMPARACIÓN COEFICIENTES DE CORRELACIÓN MÚLTIPLE ENTRE LAS CORRELACIONES 1

Y 2. (MS) ............................................................................................................................. 132

TABLA 6-23: COMPARACIÓN COEFICIENTES DE CORRELACIÓN MÚLTIPLE ENTRE LAS CORRELACIONES 1

Y 2. (MW) ............................................................................................................................ 132

TABLA 7-1: PARÁMETROS A Y B DE LA ECUACIÓN 7-1 (ROY E. HUNT, 2007). .................................. 133

TABLA 7-2: PARÁMETROS A Y B DE LA ECUACIÓN 7-3 (ROY E. HUNT, 2007). .................................. 134


........................................................................................................................................... 135


........................................................................................................................................... 135


........................................................................................................................................... 136


........................................................................................................................................... 136


........................................................................................................................................... 137




........................................................................................................................................... 137


........................................................................................................................................... 138


........................................................................................................................................... 138


........................................................................................................................................... 139




TABLA 7-15: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN - MW – SECTOR 2 - CORRELACIÓN 3. ...................... 141



TABLA 7-18: COMPARACIÓN DE LOS COEFICIENTES DE CORRELACIÓN MÚLTIPLE PARA MW. ............. 143

TABLA 7-19: COMPARACIÓN DE LOS ERRORES TÍPICOS PARA MW ................................................... 143

TABLA 8-1: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA CORRELACIÓN DE INUNDACIÓN............................................ 147

TABLA 8-2: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – CORRELACIÓN INUNDACIÓN TIPO 1.................... 148

TABLA 8-3: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN - CORRELACIÓN INUNDACIÓN TIPO 1. ........................ 148

TABLA 9-1: ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA CORRELACIÓN DE INUNDACIÓN TIPO 2. ................................ 149

TABLA 9-2: COEFICIENTES DE LOS PARÁMETROS – CORRELACIÓN INUNDACIÓN TIPO 2.................... 150

TABLA 9-3: ESTADÍSTICAS DE LA REGRESIÓN - CORRELACIÓN INUNDACIÓN TIPO 2. ........................ 150

TABLA 10-1: RESUMEN DE PARÁMETROS PROPAGACIÓN PARA MAGNITUD MS. ................................ 151

TABLA 10-2: RESUMEN DE PARÁMETROS INUNDACIÓN. .................................................................. 156

TABLA 10-3: RESUMEN DE PARÁMETROS PROPAGACIÓN PARA MAGNITUD MW. ............................... 157

TABLA 10-4: RESUMEN DE PARÁMETROS INUNDACIÓN. .................................................................. 162

TABLA 11-1: PARÁMETROS DE TSUNAMIS SINTÉTICOS DE LA MODELACIÓN ESMERALDAS (ECUADOR).

........................................................................................................................................... 167

TABLA 11-2. RESULTADOS DE ALTURA DE LA OLA PARA DIFERENTES ESCENARIOS. ......................... 167

TABLA 11-3: RESULTADO DE ALTURA DE OLA PARA EL ESCENARIO 4 EN LAS DIFERENTES UBICACIONES

DE LECTURA. ....................................................................................................................... 167

TABLA 11-4: CALCULO DE LA DISTANCIA EPICENTRAL..................................................................... 169

TABLA 11-5. COMPARACIÓN DE ESCENARIOS PARA LA ALTURA DE LA OLA ENTRE EL REGISTRO MÁXIMO

DE LA MODELACIÓN CON “TUNAMI-N2” Y LAS CORRELACIONES PARA EL SECTOR 2. ................. 170

TABLA 11-6. COMPARACIÓN ENTRE PUNTOS DE MEDICIÓN DE ALTURA DE LA OLA ENTRE EL REGISTRO

MÁXIMO DE LA MODELACIÓN CON “TUNAMI-N2” Y LAS CORRELACIONES PARA EL SECTOR 2. ..... 171

TABLA 11-7. PARÁMETROS DE DESCRIPCIÓN DE LA FUENTE PARA LAS CORRELACIONES MULTIVARIADAS.

........................................................................................................................................... 171



TABLA 11-8. COMPARACIÓN DE LA ALTURA MÁXIMA DE LA OLA ANTES DE LA INUNDACIÓN ENTRE EL

REGISTRO MÁXIMO DE LA MODELACIÓN CON “TUNAMI-N2” Y LAS CORRELACIONES PARA EL SECTOR

3. ........................................................................................................................................ 172

TABLA 11-9. COMPARACIÓN DE LA INUNDACIÓN HORIZONTAL ENTRE LOS RESULTADOS DE LA

MODELACIÓN CON EL MODELO “TUNAMI-N2”Y LA CORRELACIÓN DE INUNDACIÓN TIPO 2. .......... 174

TABLA 12-1. MAGNITUDES DE MOMENTO UTILIZADAS PARA LA EVALUACIÓN DE LA AMENAZA.

(ASOCIACIÓN COLOMBIANA DE INGENIERÍA SÍSMICA , 2009)................................................... 201

TABLA 12-2. COORDENADAS DE LOS PUNTOS LÍMITES DE LA ZONA DE SUBDUCCIÓN Y EL PUNTO DE

CÁLCULO DE ALTURA MÁXIMA DE LA OLA. ............................................................................... 203

TABLA 12-3. CALCULO DE DISTANCIA EPICENTRAL. ........................................................................ 204

TABLA 12-4. TIPO Y PORCENTAJE DE MECANISMO PREDOMINANTE EN CADA ZONA DE SUBDUCCIÓN.

ADAPTADO DE (ASOCIACIÓN COLOMBIANA DE INGENIERÍA SÍSMICA , 2009) ............................ 204

TABLA 12-5. RESULTADOS DE INUNDACIÓN HORIZONTAL PARA LA FUENTE SÍSMICA DE SUBDUCCIÓN

NORTE - MECANISMO FOCAL INVERSO .................................................................................... 207


CENTRO - MECANISMO FOCAL INVERSO ................................................................................. 208


CENTRO - MECANISMO FOCAL NORMAL .................................................................................. 209


CENTRO - MECANISMO FOCAL DE RUMBO ............................................................................... 210

TABLA 12-9. RESULTADOS DE INUNDACIÓN HORIZONTAL PARA LA FUENTE SÍSMICA DE SUBDUCCIÓN SUR

- MECANISMO FOCAL INVERSO............................................................................................... 211


SUR - MECANISMO FOCAL NORMAL ........................................................................................ 212

TABLA 12-11. RESULTADOS DE INUNDACIÓN HORIZONTAL PARA DOS CASOS HISTÓRICOS (1906, 1979)

Y UN CASO HIPOTÉTICO (1905) ............................................................................................. 213



ÍNDICE DE ILUSTRACIONES

ILUSTRACIÓN 2-1: FORMA DE LAS OLAS DEL TSUNAMI DEL 2004 SUMATRA-ANDAMAN (SATAKE,

TSUNAMIS, 2007) .................................................................................................................. 26

ILUSTRACIÓN 2-2: PARÁMETROS DE LLEGADA DE UN TSUNAMI (SATAKE, TSUNAMIS, 2007) ............... 27

ILUSTRACIÓN 2-3: DISTRIBUCIÓN SUPERFICIAL DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS ................................... 34

ILUSTRACIÓN 2-4: PROCESO DE SUBDUCCIÓN. (U.S. GEOPHYSICAL SURVEY USGS, 2009) ............. 36

ILUSTRACIÓN 2-5: CINTURÓN DE FUEGO DEL PACIFICO E IMPORTANTES SISMO RESIENTES. (EL

CINTURÓN DE FUEGO, 2011) .................................................................................................. 37

ILUSTRACIÓN 2-6: ESQUEMA GENERAL DE LA ZONA DE SUBDUCCIÓN(INSTITUTO COLOMBIANO DE

GEOLOGIA Y MINERIA INGEOMINAS, 2005) ........................................................................... 37

ILUSTRACIÓN 2-7: TIPOS DE ZONAS DE SUBDUCCIÓN. (INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGIA Y MINERIA

INGEOMINAS, 2005)........................................................................................................... 39

ILUSTRACIÓN 2-8: MECANISMOS FOCALES. (U.S. GEOPHYSICAL SURVEY USGS, 2010) ................... 40

ILUSTRACIÓN 2-9: REPRESENTACIÓN DEL CÁLCULO DEL MECANISMO FOCAL MEDIANTE EL MÉTODO DE

POLARIDAD POR LLEGADA DE ONDAS P. (MUÑOZ-MARTIN Y VICENTE, 2010, P. 24) ................... 42

ILUSTRACIÓN 2-10: DEFINICIÓN DE UNA FALLA PLANA CON LOS TRES PARÁMETROS DE ORIENTACIÓN

(ÁNGULOS STRIKE, DIP Y RAKE). (MUÑOZ-MARTIN & VICENTE, 2010) ....................................... 44

ILUSTRACIÓN 2-11: MECANISMOS FOCALES (USGS, "EARTHQUAKE GLOSSARY - FAULT-PLANE

SOLUTION" 2009). .................................................................................................................. 45

ILUSTRACIÓN 2-12:MECANISMOS FOCALES CARACTERÍSTICOS EN ALGUNAS REGIONES DEL MUNDO.

(VALENZUELA, 2007) ............................................................................................................. 46

ILUSTRACIÓN 2-13:PARÁMETROS DE LLEGADA DE UN TSUNAMI. (SATAKE, TSUNAMIS, 2007) ............. 48

ILUSTRACIÓN 2-14. PROPAGACIÓN DEL TSUNAMI DEL 2004 EN EL OCÉANO INDICO. (SATAKE, TSUNAMIS,

2007) ................................................................................................................................... 51

ILUSTRACIÓN 2-15. REFLEXIÓN EN BARRERAS RECTAS. (ALASKA TSUNAMI EDUCATON PROGRAM

ATEP, 2008) ........................................................................................................................ 52

ILUSTRACIÓN 2-16. REFLEXIÓN EN BARRERAS CURVAS. (ALASKA TSUNAMI EDUCATON PROGRAM

ATEP, 2008) ........................................................................................................................ 52

ILUSTRACIÓN 2-17. DIFRACCIÓN DE LA OLA. (ALASKA TSUNAMI EDUCATON PROGRAM ATEP, 2008) . 53

ILUSTRACIÓN 2-18. SUPERPOSICIÓN DE OLAS. (ALASKA TSUNAMI EDUCATON PROGRAM ATEP, 2008)

............................................................................................................................................. 53

ILUSTRACIÓN 2-19. INSTRUMENTOS DE MEDICIÓN. (SATAKE, TSUNAMIS, 2007) ................................ 60

ILUSTRACIÓN 2-20. DISTRIBUCIÓN ACTUAL DE SISTEMAS DART. (NATIONAL OCEANIC AND

ATMOSPHERIC ADMINISTRATION NOAA, 2011) ....................................................................... 62

ILUSTRACIÓN 2-21. SISTEMA DART. (NATIONAL OCEANIC AND ATMOSPHERIC ADMINISTRATION

(NOAA), 2009) ..................................................................................................................... 63

ILUSTRACIÓN 2-22. COMPARACIÓN DE CÁLCULOS (LÍNEA SOLIDA) Y MEDICIONES (ESTRELLAS), DE

MÁXIMAS INUNDACIONES A LO LARGO DE LA COSTA OESTE DE LA ISLA OKUSHIRI. (TITOV &

GONZALEZ, 1997) ................................................................................................................. 73



ILUSTRACIÓN 2-23: PRINCIPIO DE SUPERPOSICIÓN EN UN MODELO NUMÉRICO DE TSUNAMIS. (SATAKE,

2005) ................................................................................................................................... 78

ILUSTRACIÓN 2-24: CÁLCULO DEL DOMINIO EN EL MAR DEL ESTE (SATAKE, 2005) ............................. 80

ILUSTRACIÓN 2-25: DISTRIBUCIÓN ESPACIAL DE A CUADRICULA EN EL SISTEMA DE COORDENADAS

ESFÉRICAS. (NATIONAL OCEANIC AND ATMOSPHERIC ADMINISTRATION NOAA, 2005) .............. 85

ILUSTRACIÓN 4-1: EJEMPLO DE PARÁMETROS Y EVENTOS BASE DE DATOS “EVENTOS HISTÓRICOS”. 100

ILUSTRACIÓN 4-2: EJEMPLO DE MEDICIONES Y EVENTOS BASE DE DATOS “RUN-UPS”. ..................... 101

ILUSTRACIÓN 4-3: SECTORES DE MEDICIONES DE ALTURA DE LA OLA. ............................................. 106

ILUSTRACIÓN 11-1: ÁREAS DE RUPTURA DE LOS GRANDES TERREMOTOS EN ECUADOR Y

COLOMBIA.(SATAKE, TSUNAMIS CASE STUDIES AND RECENT DEVELOPMENTS, 2005) .............. 164

ILUSTRACIÓN 11-2. CARTA DE INUNDACIÓN POR TSUNAMI EN LA PROVINCIA DE ESMERALDAS. LAS

LÍNEAS ROJAS REPRESENTAN LA INUNDACIÓN HORIZONTAL DE CADA UNO DE LOS TRES PUNTOS

PARA LOS QUE SE COMPARA EL MODELO DE ARREAGA-VARGAS ET AL Y LAS CORRELACIONES

MULTIVARIADAS. ADAPTADO DE (SATAKE, TSUNAMIS CASE STUDIES AND RECENT DEVELOPMENTS,

2005) ................................................................................................................................. 173

ILUSTRACIÓN 12-1. DEPARTAMENTO DE TUMACO-NARIÑO. (EL HERALDO, 2010) ........................... 176

ILUSTRACIÓN 12-2. PERFIL TOPOGRÁFICO FARO TUMACO - BATALLÓN DE INFANTERÍA. (INSTITUTO

COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS, 2003) .............................................. 180

ILUSTRACIÓN 12-3. SISMICIDAD REGIONAL DEL PACIFICO. (U.S. GEOPHYSICAL SURVEY USGS, 2010)

........................................................................................................................................... 183

ILUSTRACIÓN 12-4. SISMICIDAD EN COLOMBIA. (INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA

INGEOMINAS, 2007)......................................................................................................... 184

ILUSTRACIÓN 12-5. PROYECCIÓN DE LOS SEGMENTOS EN LA FOSA COLOMBIANA. EL SEGMENTO 35

CORRESPONDE A LA SUBDUCCIÓN NORTE, EL SEGMENTO 36 CORRESPONDE A LA SUBDUCCIÓN

CENTRO, Y EL SEGMENTO 37 CORRESPONDE A LA SUBDUCCIÓN SUR. ADAPTADO DE (ASOCIACIÓN

COLOMBIANA DE INGENIERÍA SÍSMICA , 2009) ....................................................................... 185

ILUSTRACIÓN 12-6. DISTRIBUCIÓN DE SISMICIDAD EN PROFUNDIDAD PARA LA SECCIÓN NORTE DEL

SEGMENTO CHOCÓ, LA PARTE SUPERIOR REPRESENTA EL PERFIL TOPOGRÁFICO DE LA PARTE

CENTRAL DE LA SECCIÓN. (INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGIA Y MINERIA INGEOMINAS,

2005) ................................................................................................................................. 186

ILUSTRACIÓN 12-7. DISTRIBUCIÓN DE SISMICIDAD EN PROFUNDIDAD BAJO EL CENTRO-OESTE DE

COLOMBIA PARA EL SEGMENTO CALDAS, LA PARTE SUPERIOR REPRESENTA EL PERFIL

TOPOGRÁFICO DE LA PARTE CENTRAL DE LA SECCIÓN. (INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGIA Y

MINERIA INGEOMINAS, 2005) ............................................................................................ 187

ILUSTRACIÓN 12-8. DISTRIBUCIÓN DE SISMICIDAD EN PROFUNDIDAD BAJO EL SUROESTE DE COLOMBIA

PARA EL SEGMENTO SUR, LA PARTE SUPERIOR REPRESENTA EL PERFIL TOPOGRÁFICO DE LA PARTE

CENTRAL DE LA SECCIÓN. (INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGIA Y MINERIA INGEOMINAS,

2005) ................................................................................................................................. 188

ILUSTRACIÓN 12-9. TASA DE EXCEDENCIA PARA LA FALLA SUBDUCCIÓN NORTE (ASOCIACIÓN




ILUSTRACIÓN 12-10. TASA DE EXCEDENCIA PARA LA FALLA SUBDUCCIÓN CENTRO. (ASOCIACIÓN


ILUSTRACIÓN 12-11. TASA DE EXCEDENCIA PARA LA FALLA SUBDUCCIÓN SUR. (ASOCIACIÓN


ILUSTRACIÓN 12-12. SISMICIDAD EN COLOMBIA 1990-2006. (U.S. GEOPHYSICAL SURVEY USGS,

2009) ................................................................................................................................. 192

ILUSTRACIÓN 12-13. CURVAS ISOSISTAS. (PRIETO, FOSHI, & VENTURA, 2011)............................... 195

ILUSTRACIÓN 12-14. DEVASTACIÓN DEL TERREMOTO DE 1979 (CASTRILLÓN, 2005)....................... 197

ILUSTRACIÓN 12-15. LICUEFACCIÓN DE TUMACO PRODUCIDA POR EL TERREMOTO DEL 12 DE

DICIEMBRE DE 1979 (INGEOMINAS-IGAC, 2005). ............................................................. 198

ILUSTRACIÓN 12-16. CONSTRUCCIONES PALAFITICAS. (CASTRILLÓN, 2005) ................................... 199

ILUSTRACIÓN 12-17. CRECIMIENTO DE LA POBLACIÓN SOBRE LA PLAYA. (WILCHES-CHAUX, 2010)

........................................................................................................................................... 199

ILUSTRACIÓN 12-18. MAPA DE LICUACIÓN POTENCIAL DE TUMACO. (INSTITUTO COLOMBIANO DE

GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS, 2003) ........................................................................ 200

ILUSTRACIÓN 12-19. UBICACIÓN DE LOS PUNTOS SUPUESTOS PARA LA SUBDUCCIÓN NORTE, CENTRO Y

SUR POR EL ESTUDIO DE AMENAZA SÍSMICA PARA COLOMBIA 2009. (GOOGLE MAPS)............... 202

ILUSTRACIÓN 12-20. PUNTO DE REFERENCIA PARA EL CÁLCULO DE LA ALTURA MÁXIMA DE LA OLA.

(GOOGLE MAPS) .................................................................................................................. 202

ILUSTRACIÓN 12-21. EJEMPLO MAPA DE AMENAZA POR TSUNAMI (TUMACO) REPRESENTA LA

SUBDUCCIÓN SUR, MECANISMO FOCAL INVERSO, LONGITUD EPICENTRAL DE 110.66 KM,

PROFUNDIDAD DEL SISMO DE 15 KM Y MAGNITUDES (MW) ENTRE 5 - 8.9. ................................ 205

ILUSTRACIÓN 12-22. DETALLE DE LA INUNDACIÓN HORIZONTAL PARA LA ISLA DE TUMACO Y LA ISLA EL

MORRO. .............................................................................................................................. 206

ILUSTRACIÓN 13-5: ZONAS SEGURAS SEGÚN EL TIPO DE MAREA. (ASOCIACIÓN COLOMBIANA DE

INGENIERÍA SÍSMICA , 2009) ................................................................................................. 216

ILUSTRACIÓN 13-6. MAPA DE AMENAZA QUE SEÑALA LAS ZONAS SEGURAS PARA EVACUACIÓN EN CASO

DE UN TSUNAMI DE ACUERDO A LA CCCP. (CASTRILLÓN, 2005) ............................................. 218



1. INTRODUCCIÓN

Los tsunamis se generan a partir de diferentes procesos o mecanismos, estos pueden

ser poco frecuentes, como el causado por la erupción de un volcán marino que genera

ondas de impulso o pueden deberse a deslizamientos que se depositan en el mar o

deslizamientos marinos, los cuales son producto de la ladera de una isla volcán o de

las dorsales oceánicas respectivamente; sin embargo, existen otros más recurrentes,

es el caso de los tsunamis que se genera a partir de los eventos sísmicos, que a su

vez se crean por la interacción y el choque de placas tectónicas; en algunas ocasiones

los bordes de las placas se traban producto de múltiples asperezas, generando una

deformación acumulable con el paso del tiempo la cual comprime las rocas hasta

exceder su límite de resistencia, este produce una falla en la roca de forma frágil y

subita; lo que genera una fractura que reduce los esfuerzos en el sitio de ruptura, pero

redistribuye los esfuerzos en sitios cercanos (Knott, 1908). Esto logra que la fractura

se propague, generando ondas internas de sismo que se propagan en gran parte por

la placa marina, por el agua y unas pocas a través de la tierra; el evento sísmico

puede generar fallas inversas que tienen repercusión en el agua, generando una

energía hidráulica representada en una ola (onda de extrema amplitud y periodo) que

se propaga a través de los océanos y sólo se disipa cuando choca con la costa

(Gutenberg, 1939).

Los eventos más destructivos de la historia se han generado en la zona del pacifico,

por ejemplo: el 9 de marzo de 1957 en las Islas Aleutianas un sismo de 8.3 en la

escala de Richter, generó un tsunami que se detectó en todo el pacifico con olas de

hasta 16 metros de altura, rompió en las costas de Hawái generando grandes daños.

Otro ejemplo destructivo, fue el sismo registrado en Chile el 22 de mayo de 1960, un

sismo de 9.5 en la escala de Richter generó un gran tsunami que devastó toda la

ciudad de Valdivia y se propagó por todo el océano hasta Japón (Satake, 2007), ahora

bien, se podría pensar que estos eventos son aislados y no hacen parte de la

problemática actual, pero en realidad este es un proceso interminable que

recientemente ha afectado al mundo, por ejemplo: el tsunami del 26 de diciembre de

2004 en Indonesia que impactó en casi todas las costas del Océano Índico, el sismo

del 27 de febrero de 2010, un sismo de 8.8 en la escala de Richter generó un tsunami

que afecto las costas de Concepción en Chile. (El Mundo, 2010) y aún más reciente el

sismo de Tohoku del 11 de Marzo de 2011, el cual tuvo un mecanismo focal inverso de

ángulo bajo con una magnitud de 9 en la escala de momento generando una mortal



ola que se adentro aproximadamente 5 kilómetros en la costa de Sendai (U.S.

Geophysical Survey USGS, 2011).

1.1. JUSTIFICACIÓN

A nivel de eventos en el pacifico colombiano hay dos casos históricos y

representativos como el del 31 de enero de 1906 “Al parecer, el tsunami penetró por la

boca de los ríos y arraso varias poblaciones como el charco. Los efectos

generalizados de la licuación fueron abundantes en toda la costa pacífica”. El otro

evento fue el 12 de diciembre de 1979, con un sismo de magnitud cercana a 8, donde

los efectos del tsunami en las poblaciones de Tumaco, Guapi y el charco dejaron

varios cientos de muertos y una destrucción total. (Gallego, 2010)

Por el tipo de daños causados es muy importante el análisis de estos procesos en

nuestro país, más específicamente en el pacifico que presenta una zona de

subducción entre la placa Nazca y la Suramericana (Instituto Colombiano de Geologia

y Mineria INGEOMINAS, 2005). Este proceso está asociado a la liberación de energía

del llamado cinturón de fuego del pacifico el cual libera alrededor del 75 % de la

energía interna del planeta; para entender este comportamiento es importante la

explicación del desplazamiento de las placas por la teoría de la deriva continental,

según la cual el desplazamiento sucede desde hace millones de años gracias al

proceso de convección en el manto, esta explicación acerca del mecanismo del

desplazamiento continental permitió comprender el proceso de subducción que se

manifiesta en el pacifico, por tanto se considera una zona de alta sismicidad o por su

efecto, tsunamicidad. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS,

2005)

Dada las posibilidades de ocurrencia que existen de este proceso por el motivo

anteriormente mencionado, es necesario evaluar el nivel de amenaza por tsunami. Sin

embargo, las metodologías empleadas en ocasiones son muy complejas haciendo

necesario tener equipos de medición para muchos parámetros diferentes, por lo cual

se busca simplificar la evaluación de la amenaza creando correlaciones sencillas. La

ciudad de Tumaco ubicada en el sur de la costa del pacifico colombiano, está en una

zona de riesgo por tsunami; esta ciudad de aproximadamente 160.000 habitantes,

importante para el departamento de Nariño y para el país, merece un estudio detallado

de estos eventos y un análisis para establecer mediante correlaciones, la amenaza a

http://es.wikipedia.org/wiki/Convecci%C3%B3n



la que pudiera estar sometida y de esta manera se estudie la creación o mejora de

planes de prevención, evacuación o mitigación de este evento.

1.2. OBJETIVOS

1.2.1. Objetivo general

Establecer el nivel de amenaza por tsunami mediante correlaciones multivariadas.

1.2.2. Objetivos específicos

Realizar un inventario de tsunamis a nivel mundial.

Realizar un inventario de métodos o modelos para la evaluación del nivel de

amenaza por tsunamis.

Establecer el nivel de amenaza por tsunami en Tumaco.

1.2.3. Alcance

El siguiente trabajo busca evaluar el nivel de amenaza por tsunami por medio de

correlaciones multivariadas a través de un inventario de datos históricos y modelos

que permitan alcanzar el objetivo del proyecto. La investigación cuenta con algunas

limitaciones las cuales estarán implícitas en la evaluación final de la amenaza para el

caso piloto de Tumaco.

- El inventario de la base de datos contiene información acerca de la generación,

propagación e inundación, sin embargo algunos datos históricos no son

confiables a la hora de realizar la modelación, encontrando inconsistencias

debido a la dudosa procedencia de estos datos.

- La sismología e instrumentos calibrados aparecieron a finales de 1800, en esta

época los sismólogos encontraron gran cantidad de eventos en todo el mundo,

sin embargo los instrumentos de la época solo detectaban eventos de gran

magnitud, siendo esta otra razón para encontrar falencias en la precisión y falta

de parámetros en las bases de datos.

- Antes de la década de 1800, parámetros como magnitudes, horarios,

ubicaciones de los terremotos y origen del tsunami, se determinaban a partir de

de las descripciones de los terremotos y efectos del tsunami por medio de



testigos oculares, la incertidumbre de estos datos conduce a estadísticas no

tan precisas en las bases de datos.

- La investigación realizada pretende la evaluación del nivel de amenaza por

tsunami únicamente de origen sísmico, por otro lado, efectos como

subsidencia, amplificación de ondas, licuación y seiches no son tenidos en

cuenta para la evaluación de la amenaza por medio de correlaciones.

- Las correlaciones necesarias para la evaluación de amenaza por tsunami

representan una modelación que relaciona causas y efectos a través del

inventario de tsunamis a nivel mundial, observando el comportamiento pero sin

tener una modelación avanzada (tres dimensiones, efectos locales, entre otras)

del evento.

- El mecanismo focal de un sismo está determinado por la orientación en el

espacio de los planos de falla y el desplazamiento del plano principal descritos

en función de tres parámetros que corresponden a los ángulos strike, dip y

rake, sin embargo para la investigación y aplicación realizada el mecanismo de

falla se generalizo sin tener en cuenta estos ángulos internos implícitos en el

mecanismo focal.

- los mapas representan la amenaza determinada por medio de las correlaciones

realizadas donde se encuentran implícito algunas limitaciones: la topografía de

Tumaco se encuentra bajo reserva militar debido a la ubicación del batallón de

infantería por lo que se tomo una pendiente promedio teniendo en cuenta las

elevaciones máximas de Tumaco y su topografía casi uniforme en toda la

ciudad a excepción del cerro el Morro; otra limitación está relacionada con la

dispersión de los datos en cuanto a mediciones, precisión y por supuesto la

incertidumbre de los resultados.

- El proyecto evalúa la amenaza por tsunami por medio de correlaciones

halladas mediante un análisis estadístico implementado para un caso piloto en

Tumaco-Nariño, evaluando así la amenaza producto de la subducción entre la

placa Nazca y la Suramericana, creando escenarios sintéticos mostrados en

mapas de amenaza que tienen en cuenta la media del error relativo obtenido

de cada correlación hallada.



2. MARCO TEÓRICO

2.1. DEFINICIÓN DE TSUNAMI

Un tsunami es una onda oceánica generada por procesos submarinos o costeros,

como terremotos, deslizamientos de tierra o erupciones volcánicas. La mayoría de los

tsunamis son causados por grandes terremotos superficiales a lo largo de las zonas de

subducción. La palabra tsunami se origina de una combinación de dos jeroglíficos

japoneses, que se traducen juntos como “ola en el puerto”. Este término ha sido

adoptado por la literatura científica.

Por lo general, las olas del tsunami son entendidas como olas en la superficie

gravitacional que exhiben periodos desde aproximadamente 10 2 segundos, hasta 104

segundos refiriéndose a ondas largas, involucrando así el movimiento desde la capa

del subsuelo hasta el espesor de agua. (Levin & Nosov, 2009)

La formación de los tsunamis está principalmente relacionada por los movimientos

sísmicos en el fondo marino, deslizamientos y colapsos (bajo el agua), y erupciones

de volcanes marinos. Hay que tener en cuenta la posibilidad de una combinación de

varias causas; por ejemplo, deslizamientos bajo el agua provocados por terremotos,

los cuales pueden proveer una energía adicional a las olas del tsunami formadas por

el desplazamiento del fondo marino. Por lo tanto, la principal causa de un tsunami

consiste en fuertes desplazamientos verticales del fondo del mar debido a los

terremotos producidos bajo el agua. (Levin & Nosov, 2009)

2.2. PARÁMETROS DEL TSUNAMI

2.2.1. Amplitud y altura de las olas

La amplitud del tsunami es medida de cero a pico, ya sea positivo o negativo. La altura

de la ola, se mide hasta el pico también. Entonces, la altura de la ola es medida por

los mareógrafos, mientras que la amplitud del tsunami se mide a partir del nivel

estimado de la marea en el transcurso del tiempo. Al igual que las ondas sísmicas, el

movimiento inicial ya sea positivo o negativo brinda información sobre el origen del

tsunami. (Satake, 2007)



Por ejemplo, los movimientos iníciales del tsunami de 2004, en el océano índico

fueron negativos en el este del origen (Tailandia) pero positivos en el oeste (Maldivas),

como se muestra en la Ilustración 2-1.

Ilustración 2-1: Forma de las olas del tsunami del 2004 Sumatra-Andaman (Satake, 2007)

Por lo general, el origen de las olas del tsunami es caracterizado por su dimensión

horizontal (L) de aproximadamente 100 kilómetros, lo cual supera considerablemente

la profundidad (H) típica de los océanos del mundo de aproximadamente 4 kilómetros.

Se produce un proceso transitorio como resultado de ondas gravitacionales generadas

en el origen con una longitud de onda . Desde el punto de vista de hidrodinámica

estas olas son grandes . La velocidad de propagación de grandes olas en

depósitos de profundidad es determinada mediante la formula √ , donde es

la aceleración de la gravedad. Para una profundidad de aproximadamente 4km la ola

del tsunami se propaga con una velocidad de magnitud de 720 km/h. El periodo de un

tsunami se puede estimar con la longitud de onda y la velocidad de propagación

. La amplitud de la ola en mar abierto, hasta en el caso de eventos

catastróficos, rara vez excede el metro. (Satake, 2007)

La amplitud de la ola incrementa al acercarse a la costa (lo cual determina en gran

medida el peligro de dichas olas) y también de acuerdo al relieve del fondo del mar.

Una disminución en la profundidad del agua, genera una disminución en la velocidad

de propagación de la ola, y consecuentemente, la compresión de un grupo de olas en

el espacio y un incremento de sus amplitudes. Para el caso de eventos catastróficos

las medidas de altura de la ola están en el rango de 10 a 30 metros, esta ola es capaz

de inundar de 3 a 5 Km de costa. Un esquema del tsunami con los principales



parámetros del proceso se muestra en la Ilustración 2-2. Se debe tener en cuenta que

la altura máxima de las olas se puede lograr en la costa, en el límite de la inundación o

en cualquier punto entre estas.

Ilustración 2-2: Parámetros de llegada de un tsunami (Satake, 2007)

El peligro llevado por las olas del tsunami se relaciona principalmente a tres factores:

la inundación repentina en tierra, el impacto de las olas sobre la infraestructura y la

erosión. Fuertes corrientes de agua, con velocidades de decenas de metros por

segundo son capaces de destruir casas y hasta desplazarlas, sumergir estructuras,

destruir puentes y edificios en los puertos. Además de esto, los daños pueden ser a

causa de incendios, contaminación del medio y epidemias resultantes por la

devastación de la infraestructura en las costas. Dependiendo de la escala del área en

la cual se manifestó la fuerza destructiva del tsunami, se clasifica este evento como,

local, regional y remoto ó tsunamis transoceánicos. Los tsunamis locales son eventos

destructivos de los cuales se concentran distancia no superiores a 100 km del origen.

Si la destrucción se produce a distancias de hasta 1000 km del origen, este tipo de

evento se clasifica como regional y cuando supera los 1000 km, como tsunamis

transoceánicos. (Satake, Tsunamis, 2007)

La ocurrencia de tsunamis transoceánicos es mucho menos frecuente, pero son,

naturalmente más peligrosos. Después de causar una destrucción significativa en las

cercanías del origen, estas ondas son capaces de viajar a miles de kilómetros del

origen llevando consigo muerte y devastación.



2.2.2. Inundación y alturas de “run-up”

La altura del tsunami en tierra es llamada profundidad de flujo cuando es medida

desde el nivel del suelo, y altura de inundación cuando es medida en relación con el

nivel del mar en el momento de llegada del tsunami. La máxima altura de inundación

es llamada “altura de Run-up”.

Debido a que los niveles de la marea en el momento de las mediciones y llegada del

tsunami por lo general son diferentes, se requieren correcciones necesarias para los

datos.La distancia horizontal de penetración de agua medida de la costa se llama

inundación horizontal.

Los estudios posteriores a eventos se han llevado a cabo después de grandes

tsunamis. Un elemento esencial de estos estudios es medir las alturas del tsunami a lo

largo de la costa definidas a partir de diversos parámetros, tales como daños en

edificios y otras construcciones, marcas de agua en muros, marcadores vegetativos

como líneas de corte, decoloración o decrecimiento, o líneas de escombros

depositadas en playas. Cuando no hay evidencia física encontrada, la altura de los

tsunamis es estimada en base a testigos oculares, los cuales son considerados menos

fiables. Las entrevistas a testigos incluyen una descripción de los temblores, los

tiempos de llegada del tsunami, el número de ondas y el periodo de duración. Las

ubicaciones del evento se identifican por medio de GPS portátiles los cuales toman

medidas de altura por medio de nivelación tradicional o topografía laser. (Satake,

2007)

2.2.3. Magnitudes e intensidad del tsunami

Estimar el peligro de tsunami para una costa está basado en un análisis estadístico de

eventos, que ocurrieron en el pasado. Evidentemente, los tsunamis varían en potencia

dentro de amplios límites: desde las olas débiles que pueden ser registradas con la

ayuda de instrumentos, hasta eventos catastróficos en la costa a lo largo de cientos

de kilómetros.

La potencia de un tsunami está caracterizada, por un lado, por parámetros medibles

cuantitativamente (energía, amplitud, periodo, altura máxima de la ola, etc.), y por otro

lado, por las descripciones subjetivas del evento, reflejadas en las escalas

características del mismo, el grado de destrucción causado por la ola o las

consecuencias de la manifestación de dicho evento en la costa. (Levin & Nosov, 2009)



2.2.3.1. Escala Inmamura-Iida

Después de numerosos intentos para introducir un parámetro cuantitativo de la fuerza

del tsunami, Inmamura (1949) y Iida (1970) (Levin & Nosov, 2009), presentaron el

concepto de magnitud del tsunami, la magnitud según ambos autores se estima de

acuerdo a la ecuación 2-1.

2-1

Donde Hmax, es la máxima altura de la ola en metros, observada en tierra o medida

por un mareógrafo. La escala tiene valores en el rango de -5 a 10.

2.2.3.2. Intensidad del tsunami

Intentos por mejorar la escala de Inmamura-Iida, Soloviev (1970) presentó la

intensidad del tsunami de acuerdo a la ecuación 2-2. (Satake, 2007)

2-2

Donde H es la altura promedio de la ola del tsunami en la costa más cercana al origen.

Actualmente se generalizo la intensidad del tsunami, y la escala correspondiente se

denomina “escala de intensidad Soloviev-Inmamura” (Levin y Nosov, 2009. P 10)

2.2.3.3. Magnitud del tsunami Mt

Abe y Hatori (1979) (Satake, 2007), propusieron modificar la escala con el fin de tener

en cuenta el debilitamiento de las olas en función del aumento de distancia desde el

origen, la magnitud se representa de acuerdo a la ecuación2-3:

2-3

Donde h es la amplitud máxima de la ola en la costa medida desde los pies hasta la

cresta, en metros, es la distancia desde el epicentro del terremoto hasta el punto



donde se realizo la medición, en kilómetros; a, b y D son constantes. Esta definición se

asemeja a la definición de magnitud en sismología.

2.3. TIPOS DE TSUNAMIS

Existen diferentes mecanismos para la formación de tsunamis, un número significativo

de eventos es causado por deslizamientos de tierra, procesos relacionados con

erupciones volcánicas y causas meteorológicas. De acuerdo a la base de datos de

eventos históricos de tsunamis en el océano pacifico el 79% de los eventos se debe a

terremotos, un 6% debido a deslizamientos de tierra, un 5% por erupciones volcánicas

y un 3% a causas meteorológicas, el 7% de eventos restantes son de causa

desconocida. (Institute of Computational Mathematics and Mathematical Geophysics,

2011)

2.3.1. Tsunamis de orígenes no sísmicos

2.3.1.1. Por deslizamientos

Los tsunamis generados por deslizamientos de tierra, son ondas en la superficie

gravitatoria causados por deslizamientos de tierra o flujos de lodo bajo el agua,

fragmentos de costa, rocas y icebergs, incluso por el colapso en el agua de

construcciones en los puertos, actualmente más del 80% de tsunamis por

deslizamientos han sido causado por este tipo de mecanismos. Sin embargo estos

eventos por deslizamientos de tierra pueden ser generados por fuertes terremotos.

Los deslizamientos son usualmente resultado de material sedimentario acumulado por

cientos de años, con el tiempo las masas sedimentarias en las laderas pierden

estabilidad. Algunos de los factores que provocan un deslizamiento se presentan a

continuación:

Erosión de la capa sedimentaria en una pendiente empinada bajo el agua.

Construcción de proyectos en la costa.

Lluvias prolongadas, que dan como resultado la saturación de tierras costeras.



Masas sedimentarias, depositadas bajo el agua durante muchas décadas, acumularon

gran energía potencial. A medida que estas pierden estabilidad son capaces de

moverse sobre el fondo del océano con altas velocidades, transfiriendo parte de

energía potencial acumuladas a las olas del tsunami. (Levin & Nosov, 2009)

2.3.1.2. Volcánicos

Los tsunamis de origen volcánico son causados por explosiones de islas volcánicas,

erupciones de volcanes marinos y el aterrizaje de flujos piroclásticos en el agua. Son

fenómenos capaces de dar lugar a olas, con gran fuerza destructiva inferior a los

tsunamis de origen sísmico. Actualmente, se conocen 66 tsunamis de origen

volcánico sólo en la región del pacifico, y en 10 de estos eventos las olas alcanzaron

alturas de hasta 10 metros y algunas llegaron hasta los 55 metros. (Levin & Nosov,

2009)

Los principales mecanismos físicos de generación de tsunamis volcanogénicos son los

siguientes:

La descarga en el agua de un gran volumen de materia (desde el flujo de lava

hasta explosivas erupciones).

El colapso de una caldera, explosión de una isla volcánica.

Flujos piroclásticos, deslizamientos de tierra, etc.

Terremotos volcánicos.

Los deslizamientos pueden ser mecanismos más propios de volcanes en las costas,

aunque no se deben excluir los deslizamientos submarinos de tierra y las erupciones

submarinas. (Levin & Nosov, 2009)

Uno de los eventos más catastróficos de origen volcánico, es representado por las

olas causadas por la actividad del volcán Krakatoa en Agosto 26 de 1883. A las 17:00,

hora local, se iniciáron una serie de fuertes explosiones, seguidas de una nube de

cenizas a una altura de hasta 25 kilómetros. Se formó un pequeño tsunami de 1.2 m

de altura de la ola. El 27 de Agosto, en la mañana, se dieron una serie de explosiones

colosales: la primera explosión destruyó la montaña Perboewatan en la isla Krakatoa;

la montaña Danan, que era de unos 500 m de altura, explotó y se derrumbó, dando

lugar a un tsunami con olas de hasta 10 m de altura. Finalmente, la tercera explosión

tuvo lugar en la isla Krakatoa, donde el volcán hizo erupción destruyendo un área de



300 km2, la ceniza cubrió el territorio. Las olas resultantes de esta última explosión

alcanzaron alturas de 42m, estas entraron unos 5 km a la isla. La altura promedio de

las olas durante el evento fue de 15 m. al menos 36.000 personas murieron, unas 300

aldeas fueron destruidas. El tsunami provocado por la erupción del volcán fue medido

por todos los mareógrafos, no solo en el océano indico, sino también en el pacifico y

atlántico. Lejos de las costas, las amplitudes de onda fueron relativamente pequeñas.

2.3.1.3. Meteorológicos

Como resultado de la influencia de diversos procesos atmosféricos en la capa de

agua, se pueden formar ondas largas, similares en características a las olas

producidas por tsunamis de origen sísmico. En 2009, Levin y Nosov (pag 171),

definieron estas olas como “meteo tsunami”. Las principales casusas de este

mecanismo surgen por el movimiento de la presión atmosférica. A diferencia de otros

mecanismos de generación de tsunamis en este caso, es importante el efecto de

resonancia, cuando la velocidad de propagación de las perturbaciones atmosféricas y

su periodo están cerca de llegar a la velocidad de grandes olas.

Los meteotsunamis representan un poco de todos los fenómenos, la atmosfera, el tren

de ondas gravitacionales u otra perturbación atmosférica conduce a la formación de

meteotsunamis. Sin embargo, solo en la región del pacifico se han registrado 36

eventos, que son clasificados como tsunamis de origen meteorológico.

La intensificación de procesos atmosféricos, por ejemplo en el caso de ciclones

tropicales conduce a perturbaciones de la capa de agua y generación de ondas largas.

El paso de ciclones es casi siempre acompañado por oscilaciones significativas de la

presión atmosférica, y desarrollo de agitación de la tormenta. Parte de la energía de

estos procesos atmosféricos, debe transformar la energía en ondas largas.

2.3.1.4. Cosmogónicos

Se ha demostrado que la posibilidad de eventos catastróficos se puede deber a

cuerpos que caen en el océano desde el espacio exterior, en todos los continentes se

encuentran cráteres que se han interpretado como huellas de colisiones de meteoritos

en la tierra. Estos cráteres contienen roca producida bajo altas presiones y muestran

signos de transformación en sus componentes minerales al chocar con la ola.



Actualmente, se han encontrado cerca de 150 objetos de dimensiones características

desde 1.2 km, hasta 100 km. Gran parte de los meteoritos en los océanos, y es en el

lecho marino donde se encuentran estos cráteres característicos de de accidentes de

este tipo; fenómenos que en el pasado causaron catástrofes de gran escala. (Levin &

Nosov, 2009)

Describir un tsunami cosmogónico consta de tres etapas: en primer lugar es necesario

determinar las características (dimensiones, densidad y velocidad) de los meteoritos

que pueden caer en el océano, y estimar la probabilidad de este evento. En segundo

lugar, se debe describir el proceso no-lineal de la interacción de un meteorito con la

columna de agua y las características de estos cuerpos. Finalmente, se deben

analizar las peculiaridades de propagación del tsunami cosmogónico en mar abierto y

el movimiento y llegada de las olas hacia la costa. Estas tres etapas están conectadas

con numerosas incertidumbres que surgen, más que todos porque no se tienen

registros de tsunamis cosmogónicos en la historia. (Levin & Nosov, 2009)

2.3.2. Tsunami de origen sísmico

Los tsunamis de origen sísmico se caracterizan por tres etapas: la generación de la

ola, la propagación de esta ola en el mar y la inundación en la costa. Esta división se

encuentra relacionada con la existencia de diferencias esenciales en los procesos

físicos que controlan una u otra etapa. Para eventos de tipo sísmico, a causa de

terremotos submarinos generan un alto incremento en la altura de la ola, parte de la

energía de la fuente sísmica es capturado por la columna de agua y se transfiere,

principalmente a las demás olas en movimiento. (Levin & Nosov, 2009)

2.3.2.1. Proceso de subducción

Para comprender el proceso de subducción es necesario referirse a la tectónica de

placas, según la cual la corteza terrestre está dividida en fragmentos que se desplazan

sobre el manto (Ilustración 2-3), lo cual puede explicarse por la teoría de Wegener.

(Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)

La teoría de deriva continental fue propuesta en 1912 por Alfred Wegener en

Alemania. La teoría sugiere que los continentes no son fijos, sino que se “derivan” a



través del tiempo. La tectónica de placas es el nombre de la teoría que proporciona la

hipótesis de Wegener. (Gribbin, 1986)

Ilustración 2-3: Distribución superficial de las placas litosféricas. (Villanueva, 2011)

La teoría se basa en el parecido de la fauna y fósiles encontrados en diferentes

continentes, que a pesar de estar separados por varios miles de kilómetros presentan

esta similitud, además de la manera en que parecen encajar los continentes a cada

lado del océano. Wegener afirmo que los continentes estuvieron unidos formando un

súper continente llamado Pangea, que significa “toda la tierra”. Además propuso que

los continentes se desplazan sobre la capa de la tierra conformada por los océanos

por medio de un desplazamiento lento. La teoría de la deriva continental explica las

relaciones existentes entre las fuerzas al interior de la tierra y los procesos de

transformación de la corteza terrestre, según esta teoría las fuerzas al interior de las

placas provocan los movimientos sísmicos.

Los terremotos del mundo tienden a concentrarse en zonas estrechas, esto se puede

explicar por medio de la teoría de tectónica de placas y la teoría de la deriva

continental. La tectónica de placas muestra que la litosfera se divide en una serie de

placas oceánicas y continentales que se pueden deslizar sobre la astenósfera. Las

placas entonces, están en constante movimiento, la interacción de las placas da lugar

a importantes procesos geológicos como la formación de cordilleras o cadenas

montañosas, terremotos y actividad volcánica.



La mayoría de los terremotos se limitan a los estrechos y límites entre placas. La

tectónica de placas afirma que existen cuatro tipos de zonas sísmicas:

El primer tipo de zona sísmica sigue la línea de las cresta oceánicas donde la

actividad es baja y ocurre a profundidades muy superficiales, esto se debe a la

debilidad de la litosfera, donde la tensión no se acumula lo suficiente para

generar terremotos.

El segundo tipo es de terremotos asociados a pocas profundidades del foco

acompañados por actividad volcánica. Un ejemplo claro de este tipo de

sismicidad es la falla de San Andrés, allí dos placas generan fricción entre

ellas. La fricción alcanza a ser tan grande que puede generar terremotos de

grandes magnitudes.

El tercer tipo de terremoto está relacionado con la colisión de la placa oceánica

con la continental. Una placa subduce bajo la otra placa generando fosas

oceánicas de gran profundidad. Este tipo de terremotos puede ser superficial,

intermedio o profundo de acuerdo a la ubicación en la placa litosférica.

El cuarto tipo de zona sísmica se produce a lo largo de los límites de las placas

continentales, generando terremotos intermedios y de alta profundidad.

De esta manera, los sismos producidos generan una serie de movimientos relativos

entre las placas de la litósfera, estos movimientos son de tres tipos: divergentes,

convergentes y transformantes. El tipo divergente, separa las placas generando una

nueva corteza; el tipo convergente o de subducción, en el que nos centraremos más

adelante, se caracteriza por el desplazamiento de una placa que se introduce por

debajo de otra conservando las características mecánicas hasta ser consumida por el

manto; finalmente, el tipo transformante, las placas se deslizan horizontalmente sin

que exista destrucción de alguna.

El proceso físico que ocurre en las zonas de subducción o de tipo convergente inicia

cuando dos o más placas tectónicas colisionan de manera continua. El proceso ocurre

cuando una placa generalmente más densa, se subduce bajo la otra produciendo una

zona inclinada de sismicidad conocida como zona de “Wadati-Benioff”. Esta zona se

sumerge y en algunos casos alcanza hasta 700 km al interior de la Tierra, con una

inclinación de 40° a 60° (Bergoeing & Protti, 2009), mientras la otra placa asciende

dando origen a relieves cordilleranos (Ilustración 2-4). Ejemplos claros de este proceso

son la subducción de la placa de Nazca bajo la Cordillera Andina; o las Fosas



Marianas, ubicadas en la gran placa del pacifico, descienden en el borde de la placa

de Eurasia. Esta se curva hacia el norte (isla de Guam) y la parte inferior de la placa

se encuentra cerca de 12.000 metros por debajo del océano pacifico. La placa que

subduce está constituida por gabros y peridotitas lo que la hace más densa,

descendiendo hacia el interior de la tierra. Debido a que la temperatura y la presión

aumentan, la placa se funde en el manto terrestre fusionando sus materiales

ascendiendo a la corteza terrestre a través del magma dando lugar a la creación de

volcanes o cordilleras.

Ilustración 2-4: Proceso de subducción. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2009)

Cuando la placa alcanza grandes profundidades de hasta 100 km, los minerales

hidratados pasan a estabilizarse convirtiéndose en estructuras más estables donde se

libera el agua contenida en estos, de esta manera el agua reduce el punto de fusión

fundiendo los materiales presentes en el manto. De esta manera se pueden identificar

la formación de algunos volcanes, montañas, cordilleras, islas y fosas oceánicas como

producto de procesos de subducción. El magma asciende a través de las zonas de

colisión constituyendo reservorios que alimentan los volcanes, estos reservorios se

sitúan a unos 8 ó 10 km, de profundidad en la corteza terrestre. (Bergoeing & Protti,

2009)

Las zonas de subducción son zonas de convergencia, donde se generan la mayoría

de los volcanes de tierra y sismos producidos al interior de los límites entre dos placas

(Ilustración 2-5). Los sismos producidos por este proceso se pueden dar en diferentes

ambientes tectónicos, fosa, cuando ocurre la flexión en la placa oceánica o como se

explicó anteriormente, por el choque entre placas y la zona de Benioff, donde la

corteza subduce las placas convergentes, generando sismos profundos.



Ilustración 2-5: Esquema general de la zona de subducción (Instituto Colombiano de Geologia y

Mineria INGEOMINAS, 2005)

Las zonas de subducción son las fuentes de los terremotos más frecuentes a nivel

global, liberando la mayor cantidad de energía sísmica con un 91% a nivel mundial,

de acuerdo al informe de caracterización de fuentes sísmicas de subducción (Instituto

Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005). Existen zonas muy grandes

donde este proceso se da frecuentemente, como ocurre en el cinturón de fuego

(Ilustración 2-6).

Ilustración 2-6: Cinturón de fuego del pacifico. (USGS, 1999)



Los sismos por subducción generan una ruptura de la falla que se propaga por la

litósfera y produce una respuesta elástica de la corteza, simultáneo a esto, en la

superficie de la tierra, sobre la ruptura y adyacente a esta se generan grandes

desplazamientos horizontales y verticales que acompañan el terremoto. Los

terremotos por subducción se caracterizan por amplias longitudes de ruptura mayores

a 100 km, áreas de ruptura de 103 a 105 km2, desplazamientos desde 5 y mayores o

iguales a 20 km y magnitudes Mw de 7.5 a 9.5.

Una característica importante de la subducción la constituye la distribución de los

terremotos en profundidad la cual depende de parámetros de las placas, geometría y

morfología de la litósfera, la velocidad y la historia tectónica. (Instituto Colombiano de

Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)

De acuerdo al informe de caracterización de fuentes sísmicas de subducción, existen

dos tipos de subducción, chile o andino y Marianas o Back-arc. (Ilustración 2-7).

Andino:

Buzamiento bajo

Acoplamiento alto

Poca profundidad de fosa

Subducción en placas jóvenes de baja densidad

Magnitudes de sismos Mw>8.7

Back-arc

Buzamientos altos

Acoplamientos bajos

Grandes profundidades de fosa

Subducción en placas antiguas, densas y rígidas

Magnitud de sismos Mw<8.7



Ilustración 2-7: tipos de zonas de subducción. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria

INGEOMINAS, 2005)

Los principales factores que controlan el tamaño y localización de sismos catastróficos

en zonas de subducción se relacionan con la velocidad entre placas adyacentes,

geología de los materiales, área de contacto entre placas, temperatura y presión de

fluidos y profundidad del sismo. Rugosidades en la placa adyacente como montañas

submarinas, y zonas de fractura, producen un acoplamiento que generara el proceso

de subducción. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)

2.3.2.2. Mecanismo Focal

El mecanismo focal se refiere a la dirección del deslizamiento en un terremoto y la

orientación en la que este se presente. Los mecanismos focales pueden ser

calculados con la ayuda de la información registrada por los sismogramas. Estos

mecanismos focales normalmente son mostrados en mapas como símbolos similares

a “pelotas de playa”. Dicho símbolo representa la proyección de un plano horizontal

alrededor del origen de un terremoto. (U.S Geological Survey USGS, 2010)

Los mecanismos focales de los terremotos permiten determinar los procesos físicos

que dieron lugar al terremoto, teniendo en cuenta el foco del terremoto y el estado de

esfuerzos en este lugar. Para la determinación del mecanismo focal, se requieren



deducir los parámetros del sismo ocurrido en el foco y de esta manera conocer las

propiedades elásticas del medio

Para comprender como ocurren los mecanismos focales se deben tener en cuenta

algunos términos importantes a este proceso. Considerando la existencia de una falla

geológica en la superficie la cual actúa como un plano que corta en dos a un bloque,

de acuerdo a este movimiento relativo entre los bloques se pueden identificar distintos

tipos de falla. Una falla normal ocurre cuando en el movimiento ambos bloques tienden

a separarse, si por el contrario los bloques tienden a juntarse se habla de una falla

inversa, estos tipo de falla se denominan “dip-slip”. Las fallas de rumbo ocurren

cuando los bloques tienden a desplazarse uno respecto al otro, esta falla de rumbo o

“strike-slip” puede ser de derecha o izquierda si se acerca al bloque de la derecha o si

se acerca al bloque de la izquierda como se muestra en la Ilustración 2-8. (Valenzuela,

2007)

Ilustración 2-8: Mecanismos focales. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2010)

La técnica de obtención del mecanismo focal de los terremotos ha evolucionado, sin

embargo el método más común es la evaluación por medio del uso de la polaridad por

impulso de ondas P, cuando el número de polaridades no es suficiente para obtener



una solución, se usa la técnica de inversión de ondas. Actualmente existen técnicas y

métodos numéricos para el estudio de mecanismo focales de terremotos.

2.3.2.3. Polaridad por llegada de ondas p

A continuación se muestra un aparte de (Valenzuela, 2007), donde se explica

claramente el método de polaridad de ondas p.

Este método consiste en el análisis de las primeras ondas P registradas. De acuerdo a

la geometría del plano de falla y la dirección de la dislocación o desplazamiento de la

falla, se usa la teoría de los rayos donde se proyectan estos rayos en todas las

observaciones para determinar el ángulo con respecto a la fuente u origen del evento.

Para esto se sitúa una esfera imaginaria en el foco y se calcula el azimut y orientación

del rayo. En cada estación se determina el sentido de la primera llegada de las ondas

P, el cual se grafica considerando la superficie de la tierra y de esta manera se podrá

identificar los cuadrantes de compresión y de dilatación asociados al mecanismo focal

del evento. Una vez calculada la orientación del rayo sísmico a cada estación se

representa en una proyección estereográfica. Cada punto obtenido se dibuja en la

parte gris, si el suelo se levanta, cuadrante de compresión, y en blanco si el suelo se

hunde en la primera llegada, cuadrante de dilatación.

La esfera focal, es el resultado de las gráficas en una esfera que rodea la fuente y que

muestra los ángulos con respecto a la fuente. La representación de los datos de cada

estación sísmica se realiza por medio de tres símbolos diferentes: un círculo negro, un

circulo blanco y una x (Ilustración 2-9). Si la primera llegada de la onda P es hacia

arriba se denota con un circulo negro, si por el contrario es hacia abajo se denota con

el circulo blanco, el símbolo x indica que la llegada del rayo o punto fue muy débil

como para su identificación.



Ilustración 2-9: Representación del cálculo del mecanismo focal mediante el método de

polaridad por llegada de ondas P. (Muñoz-Martin y Vicente, 2010, p. 24)

Una vez dibujados todos los puntos de primera llegada de ondas P, se buscan

ciclografías que separen los símbolos por medio de planos nodales, entonces se

rellenan los cuadrantes grises o negros para círculos negros y blancos para los

círculos blancos, de esta manera se determina la falla asociada al terremoto, el

mecanismo focal de un sismo entonces, queda determinado por la orientación de los

planos principal y el plano de falla, además de la dirección de desplazamiento relativo

entre las caras de plano de falla.

2.3.2.4. Tensor de momento sísmico

A continuación, tomado de un aparte de Muñoz-Martin y Vicente (2010), donde se

explica el método de tensor de momento sísmico.

El método del tensor de momento, permite determinar el mecanismo focal a partir de la

modelación de ondas generadas durante un terremoto mediante el cálculo de las

fuerzas generadas por los desplazamientos observados en estaciones de medición,

estos cálculos entre los desplazamientos y las fuerzas se determinan por medio de las

funciones de Green. Brevemente se hará una explicación teniendo en cuenta las

consideraciones necesarias para el cálculo del tensor de momento sísmico. Es

importante conocer los parámetros y características de la fuente sísmica teniendo en

cuenta las fuerzas que actúan en el evento y el recorrido que hacen las ondas, por

esto es necesario realizar algunas consideraciones y simplificaciones relacionadas con



la modelación: primero que todo, para facilitar la modelación es necesario considerar

la tierra como un medio elástico y homogéneo y el foco sísmico como el punto donde

las fuerzas sísmicas actúan representando la fractura. Otra simplificación supone que

la distancia entre el observador y el foco es mucho mayor que la dimensión del foco.

Además de esto las distancias epicentrales deben ser mayores de 30° y menores de

90°. Finalmente las fuerzas actuantes son representadas usando un modelo de fuerza

equivalente donde los desplazamientos de la superficie terrestre son idénticos a los de

la fuente sísmica.

El mecanismo focal entonces, puede ser calculado a partir de la modelación de ondas,

el objetivo del procedimiento es encontrar los pesos que den el mejor ajuste entre los

sismogramas sintéticos y los observados a partir de las funciones de Green. El

procedimiento inicia con los parámetros de tiempo, origen y coordenadas epicentrales

y de profundidad, se deriva el momento inicial, de esta manera los parámetros

representan los valores iníciales de un procedimiento iterativo donde se calcula el

momento tensor y a su vez, los cambios hipocentrales.

2.3.2.5. Mecanismos y fallas

Los terremotos se pueden idealizar como movimientos de los planos de falla de

orientación arbitraria, donde dicha orientación, en el espacio del plano de falla y el

movimiento relativo de las caras se entiende de acuerdo a tres ángulos. Como se

muestra en la Ilustración 2-10.

El ángulo “strike” corresponde al rumbo de la falla, medido en un plano horizontal en

sentido horario y con origen en el norte geográfico. Este ángulo corresponde a la

intersección del plano de falla con la superficie horizontal. La variación del ángulo

strike definido en el mecanismo focal de un sismo se encuentra entre

.

El ángulo “Dip” corresponde al buzamiento del plano de falla, definido en un plano

vertical, desde el plano horizontal hacia abajo hasta el plano de falla. El ángulo queda

definido por la línea de máxima pendiente horizontal con respecto al plano de falla.

Los ángulos strike y dip, orientan el espacio del plano de falla. La variación del ángulo

dip definido en el mecanismo focal de un sismo se encuentra entre



El ángulo “Rake”, corresponde al deslizamiento, este describe el movimiento del

bloque superior con respecto al bloque inferior de la falla. Este ángulo se mide desde

la horizontal hasta la nueva ubicación del punto que se encontraba adyacente al plano

del bloque inferior. La variación del ángulo rake en el mecanismo focal de un sismo

está entre

Ilustración 2-10: Definición de una falla plana con los tres parámetros de orientación (ángulos

strike, dip y rake). (Muñoz-Martin & Vicente, 2010)

El mecanismo focal, como se dijo anteriormente proporcionará la orientación del plano

de falla, el sentido de la orientación de los bloques, y el tipo de falla generadora de un

terremoto (normal, inversa o de rumbo). Esta información se representa en los

“balones de playa” donde se muestra la proyección estereográfica del hemisferio con

dos cuadrantes blancos y dos cuadrantes negros o grises, separados por planos

perpendiculares o planos nodales, donde uno de estos planos, representa la falla

generadora del sismo. (Muñoz-Martin & Vicente, 2010)

En la Ilustración2-11, los cuadrantes grises contienen las regiones a tensión (T) los

cuales reflejan el mínimo esfuerzo de compresión, y los cuadrantes blancos, contienen

el eje de presión (P), que reflejan el máximo esfuerzo de tensión. (U.S. Geophysical

Survey USGS, 2010)



Ilustración2-11: Mecanismos Focales (USGS, "Earthquake Glossary – fault - plan solution"

2009).

Considerando los ángulos establecidos anteriormente “dip”, “rake” y “strike”, se pueden

definir los mecanismos focales de los sismos:

Los mecanismos focales de rumbo (Strike-Slip) tienen una geometría característica en

cruz (Ilustración2-11), cuando el sismo ocurre, el movimiento de las ondas P alrededor

del foco produce un movimiento de las partículas situadas en los cuadrantes negros

que las aleja del foco, ocurriendo lo contrario en los cuadrantes blancos donde las

partículas son atraídas hacia el foco. El movimiento de falla de rumbo puede ser de

izquierda o derecha, dependiendo del desplazamiento paralelo a la dirección

determinado desde el cuadrante blanco (contiene el eje P) hacia el cuadrante negro

(contiene el eje T). (Muñoz-Martin & Vicente, 2010)

Las fallas con movimiento según el buzamiento puede ser de tipo normal o inverso, la

geometría característica de estas fallas muestra tres de los cuatro cuadrantes

(Ilustración2-11). Para fallas normales el eje vertical cae en un cuadrante blanco, y

para fallas inversas en un cuadrante negro.

Finalmente las fallas con movimientos oblicuos presentan una geometría donde son

visibles todos los cuadrantes. Sin embargo, si el eje vertical está en el cuadrante

blanco la falla tiene una componente normal, si el centro está en un cuadrante negro la

falla tienen un comportamiento inverso.

En diferentes regiones del mundo se tiene gran diversidad de mecanismos focales

(Ilustración 2-12). De acuerdo a mapas de “balones de playa” (beach-balls) se pueden

realizar análisis tectónicos para el estudio de eventos de sismo y posteriores tsunamis.



Ilustración 2-12: Mecanismos focales característicos en algunas regiones del mundo.

(Valenzuela, 2007)

2.3.2.6. Principales parámetros

Un terremoto es la liberación brusca de la energía acumulada en la corteza de tierra,

como resultado del movimiento relativamente lento de las placas de la litosfera, el

origen de un terremoto puede ser representado por el desplazamiento que se produce

debido a la falla en uno o varios planos (Levin & Nosov, 2009). En el caso de eventos

de gran magnitud la velocidad de rotura está en el rango de 75-95% de la velocidad

de las ondas S. Un terremoto se caracteriza por el momento sísmico definido por la

ecuación2-4:

[ ]

2-4

Donde es el coeficiente de rigidez medio, D es la amplitud del desplazamiento entre

los ejes opuestos de la falla, S es el área de la superficie de falla.

La magnitud de momento de un terremoto está relacionada con el momento sísmico

de acuerdo a la ecuación 2-5:



2-5

Algunos eventos sísmicos, causan tsunamis de grandes intensidades, que pueden ser

explicados de acuerdo a datos disponibles.

La magnitud de onda de superficie dada por la fórmula:

(

*

Donde, A la máxima amplitud horizontal del terreno medida en micrómetros dentro de una

variación de periodo entre , T es el periodo y D es la distancia en grados.

En 2009, Levin y Nosov afirmaron la complejidad de la relación entre los tsunamis y

los terremotos teniendo en cuenta que además de la magnitud del terremoto, la

intensidad de un tsunami puede depender de muchos parámetros tales como, la

profundidad del hipocentro, la forma y orientación del plano de falla, la duración del

proceso en la fuente del sismo, etc.

No solo debe existir una relación en la parte hidrodinámica del evento, sino también

una descripción de la fuente u origen del terremoto para comprender esta compleja

relación mencionada, los terremotos de mayor magnitud generalmente están

acompañados de tsunamis de alta intensidad, creando así una relación directa entre

ambos procesos. Prácticamente, los tsunamis significativos son generados a partir de

terremotos de magnitudes mayores a 7 en la escala de Richter.

2.3.2.7. Generación del tsunami

Parámetros de origen de tsunamis

A los terremotos que generan tsunami se les conoce como “terremotos

tsunamigénicos” este tipo de eventos se definen en términos de las magnitud de ondas

superficiales (Ms) y la magnitud del tsunami (Mt). Para entender la generación se debe

tener en cuenta que este tipo de eventos cuenta con lentas y largas rupturas en el

proceso y grandes diferencias entre el sismo y las olas del tsunami. (Satake, 2007)



Recientes modelos de la forma de la ola del tsunami muestran que los parámetros de

fallas y la localización del evento comparten características en cuanto a estreches y

poca profundidad presentes en las fallas. De acuerdo a Satake (2007), estas

características son explicadas por medio del tsunami de Nicaragua en 1992, con

magnitudes Ms=7.2 y Mt=7.9. Fue el primer tsunami de origen sísmico registrado con

modernos instrumentos. Estudios sismológicos mostraron que la duración del evento

era muy grande comparado con su tamaño, con un tiempo de aproximadamente 100

segundos. Comparaciones numéricas de las formas de onda del tsunami con los

registros de mareógrafos, mostraron la existencia de una falla estrecha de 40 km y

poco profunda, pues se extendió solo hasta 10 km del fondo del océano, la falla es la

responsable de la generación del tsunami .

Ilustración 2-13: Parámetros de llegada de un tsunami. (Satake, 2007)

2.3.2.8. Propagación del tsunami en el Océano

A continuación, tomado de un aparte de Levin & Nosov (2009), se explica la fase de

propagación de un tsunami en el océano.

Ya se ha señalado las etapas en la vida de un tsunami: generación de la ola,

propagación en mar abierto y la interacción o inundación con la costa. Para la

descripción de la propagación de los tsunamis se debe tener en cuenta una amplitud

de la ola desde aproximadamente 10-1 m, hasta 100 m, la cual es significativamente

pequeña en comparación con la profundidad del océano de103m, y esta profundidad a



su vez mucho más pequeña que la longitud de onda de 104, hasta

106m, estos parámetros permiten aplicar la teoría lineal simple de ondas largas.

Hasta el último cuarto del siglo XX todas las mediciones de olas de tsunami se

llevaron a cabo exclusivamente por estaciones en zonas costeras, solo durante las

últimas décadas se han desarrollado alcances en ingeniería que provean la posibilidad

de un registro confiable del tsunami en mar abierto, e incluso en el mismo lugar de

origen de la fuente. Las mediciones de los parámetros de la ola, realizados con ayuda

de sensores de presión en el fondo del océano, permiten afirmar que la amplitud de un

tsunami en el océano abierto, por lo general, se encuentra entre varios centímetros, y

varias decenas de centímetros. En los eventos más fuertes, la amplitud del

desplazamiento del agua en la superficie libre cerca al origen del evento, pueden

alcanzar varios metros.

En cualquier caso, a grandes distancias de la costa la amplitud del tsunami se

disminuye considerablemente en función de la profundidad del océano H, el valor H a

su vez inferior a la longitud de la onda como se dijo anteriormente, ambos parámetros

permiten una primera aproximación al considerar las ondas del tsunami como lineales,

la velocidad es determinada por la formula √ . El periodo de las olas del tsunami

se encuentra dentro del rango de 102-104s. Teniendo en cuenta la relación √

es posible reescribir la condición

Como √ . De acuerdo a esto, el rango de periodos para esta condición

siempre satisface pequeñas profundidades. Sin embargo, para periodos cortos, que se

propaguen en océano abierto, esta condición no se cumple tan evidentemente. (Levin

& Nosov, 2009)

2.3.2.9. Inundación del tsunami en el Océano

Desde la aparición del tsunami se identifican varias etapas, la formación de la onda

debido al sismo, la propagación de la onda en el océano abierto a grandes

profundidades y finalmente, la inundación como consecuencia de dicha propagación

de la onda en la plataforma continental donde, como resultado de una disminución en

la profundidad se produce una gran deformación dando lugar a la inundación en la

playa. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2008)



Minutos posteriores al terremoto se da lugar al tsunami inicial, el cual se divide en dos

eventos, un tsunami que viaja a grandes profundidades del océano o “tsunami

distante”, y un tsunami que viaja hacia las costas llamado “tsunami local”. La velocidad

de estos tsunamis varía como la raíz cuadrada de la profundidad del océano, por lo

que el tsunami distante viaja más rápido que el tsunami local.

El viaje del tsunami local a través de la plataforma continental implica un aumento en

la amplitud, además de la disminución de la longitud de onda, dando lugar a un

aumento brusco en la ola principal, En consecuencia, su energía se concentra,

aumentando sus alturas, y las olas así resultantes pueden llegar a tener características

destructivas al arribar a la costa. La primera parte de la ola llega a la costa,

manifestándose con la aparición del retroceso del mar lejos de la costa, este es un

signo de alerta común en los tsunamis. Teniendo en cuenta que el tsunami distante

viaja mucho más lejos que el tsunami local debido a una velocidad de propagación

mayor, cuando este tsunami distante se acerca a la costa ocurrirá un acortamiento y

alargamiento de la ola. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2008)

La inundación consecuente ocurrirá cuando un pico de la ola se desplaza hasta una

región cercana a la costa. El Run-up es una medida de la altura del agua en tierra,

observada por encima de un nivel de referencia del mar.

La mayoría de tsunamis generalmente no producen olas tan grandes, a diferencia de

grandes tsunamis como el evento del 2004 en el océano Indico y el evento del pasado

11 de Marzo en las costas de Japón. Los tsunamis vienen en gran parte con mareas

grandes muy fuertes de rápido movimiento lo que implica fuertes y repentinos

aumentos en el nivel del mar. Los daños causados por los tsunamis se deben a las

fuertes corrientes como consecuencia del evento y los escombros flotantes en el mar.

Después de un periodo previo a la llegada del tsunami a la costa, parte de la energía

liberada se refleja de nuevo en mar abierto por medio de variaciones bruscas de la

costa. Además de esto, el tsunami también genera un tipo de olas que se encuentran

atrapadas en la costa, estas son llamadas olas de borde que se desplazan hacia

adelante y hacia atrás paralelas a toda la costa. Estos efectos implican la llegada de

muchos tsunamis a la costa en lugar de una sola ola, debido a este comportamiento

complicado de las olas cerca de la costa, la amplitud y primera ola del tsunami no

suelen ser los más grandes, lo que da un aviso importante de advertencia para no

acercarse a las costas después del primer golpe del tsunami. (USGS, 2008)



Teoría de los rayos

La longitud de onda del tsunami es mucho más pequeña en cuanto al cambio en la

profundidad de agua, entonces se puede aplicar la teoría métrica de los rayos en la

óptica. El frente de la ola de propagación puede ser interpretado por medio del

principio de Huygens. Esta interpretación se puede realizar por medio de un diagrama

llamado “diagrama de refracción”. Los diagramas de refracción son usados para

tsunamis de gran magnitud y para advertencia de amenaza por este tipo de evento

(Satake, Tsunamis, 2007). Tan solo con tener la ubicación del epicentro del sismo se

pueden determinar tiempos de llegada del tsunami fácilmente, la Ilustración 2-14

muestra la refracción del tsunami del 2004 en Sumatra con frentes de ola cada hora.

También existen diagramas de refracción inversa, los cuales se usan para estimar el

origen del tsunami, en este caso los frentes de ola o los rayos se trazan hacia atrás

para los correspondientes tiempos de llegada.

Ilustración 2-14. Propagación del tsunami del 2004 en el océano indico. (Satake, 2007)

Durante el proceso de propagación e inundación es importante comprender el

comportamiento de las olas y la influencia que tiene la topografía en este. Las olas

cambian de comportamiento cuando viajan por diferentes medios o trayectorias o

interactúan con otras olas. De esta manera el comportamiento de las olas está

influenciado por cuatro características: reflexión, refracción, difracción y

superposición, estas características son importantes para la modelación de un

tsunami. (Satake, 2007)



- Reflexión:

Cuando las olas se acercan a una barrera larga y recta, estas rebotan hacia

direcciones opuestas.(Ilustración 2-15) Como se muestra en los diagramas,

cuando la serie de olas se acerca a la barrera, existe un ángulo de incidencia,

el cual es el ángulo entre el rayo y la barrera. Cuando la energía de la ola

golpea la barrera este refleja o rebota de tal manera que el ángulo de reflexión

y el ángulo de incidencia son los mismos.

Ilustración 2-15. Reflexión en barreras rectas. (Alaska Tsunami Educaton Program ATEP, 2008)

Si la barrera tiene una forma de parábola, entonces las olas se reflejaran y

convergerán a un solo punto llamado punto focal. (Ilustración 2-16)

Ilustración 2-16. Reflexión en barreras curvas. (Alaska Tsunami Educaton Program ATEP, 2008)

De acuerdo a lo anterior, la forma de la costa influirá en la reflexión de las olas,

teniendo en cuenta un comportamiento más o menos recto o curva de la costa.

- Refracción:

La refracción es la curvatura de la ola debido a diferentes profundidades de

agua, la parte de una ola en la superficie del agua se mueve más lento que la

parte de la ola en grandes profundidades

El movimiento de las olas en diferentes medios genera cambios en el

comportamiento de las mismas, como la refracción de las olas, la dirección de

los cambios de energía así como la longitud y velocidad de la ola.



- Difracción:

La difracción por lo general ocurre cuando las olas encuentran obstáculos en la

superficie, como diques, islas o la costa, la difracción es más evidente cuando

la longitud de la ola es más grande que el obstáculo o barrera. A medida que

aumenta la longitud de la ola, aumenta el grado de refracción. (Ilustración 2-17)

Ilustración 2-17. Difracción de la ola. (Alaska Tsunami Educaton Program ATEP, 2008)

- Superposición de olas:

La interferencia o superposición de las olas ocurre cuando dos olas interactúan

con diferentes propiedades y formas de ola, las amplitudes se suman y se

crean nuevos patrones de ola. (Ilustración 2-18)

Ilustración 2-18. Superposición de olas. (Alaska Tsunami Educaton Program ATEP, 2008)



Subsidencia y licuación

A continuación se explican los procesos de subsidencia y licuación según Hunt (2007).

La subsidencia tectónica se distingue de los efectos isostáticos de las cargas de

sedimentos y del agua. La subsidencia se refiere a hundimientos impulsados por las

fuerzas tectónicas que afectan la litosfera continental sobre la astenósfera. Existen tres

factores principales que afectan el equilibrio isostático y por ende la subsidencia

tectónica, estos parámetros son estiramiento, enfriamiento y la carga.

El estiramiento en la litósfera continental en la mayoría de los casos se da como

resultado de la sustitución de la litósfera continental con la astenósfera producido por

el movimiento tectónico producto de un evento sísmico. El resultado de estirar y

estrechar la litosfera, provocan hundimientos dando lugar a la subsidencia.

El enfriamiento se encuentra relacionado con el estiramiento. Durante el estiramiento

la litósfera continental se calienta volviéndose menos densa, posteriormente la litosfera

se enfría aumentando su densidad y generando la subsidencia.

La carga tectónica produce hundimientos como producto de las cargas tectónicas

como cuñas de acreción o pliegues a causa del hundimiento de la litosfera. Debido a

que la litósfera responde a la flexión, la subsidencia ocurre no solo bajo la carga, sino

también en toda la región alrededor de la carga. Las cargas tectónicas son importantes

en regiones orogénicas.

De esta manera, diferentes vibraciones generadas durante un terremoto pueden

causar varios fenómenos en el suelo incluyendo la subsidencia nombrada

anteriormente. La compactación de suelos granulares resulta del hundimiento que

puede alcanzar extensas zonas. La respuesta de un suelo en especial de arenas finas

y limosas, sometidas a cargas generan una pérdida total de fuerza dando lugar a un

estado de licuación.

El fenómeno de licuación se presenta en terrenos constituidos por depósitos de arenas

sueltas saturadas sometidas a cargas repetidas, causando graves daños materiales y

cuantiosas pérdidas de vidas humanas. Si una arena saturada es sujeta a vibraciones

del suelo se tiende a compactar disminuyendo su volumen, si la arena no puede se

drena fácilmente intentara disminuir dando lugar al incremento en la presión de poros,

está aumenta hasta ser igual a la presión de sobrecarga de confinamiento. El esfuerzo

entre las partículas del suelo se convierte en cero y la arena pierde por completo la

resistencia al corte entrando al estado de licuación. (Hunt, 2007)



Seiches

Los seiches se producen cuando un movimiento de tierra inicia una oscilación en el

agua de un lado a otro, de un cuerpo cerrado ó parcialmente cerrado. Estas ondas

estacionarias se dan en los ríos, embalses, estanques y lagos cuando las ondas

sísmicas de un terremoto pasan a través de estas regiones. Los seiches están en

contacto directo con los tsunamis creados por la elevación repentina del fondo marino.

(Hunt, 2007)

Los grandes seiches han sido formados cuando el periodo de llegada de diversas

perturbaciones coincide con el periodo natural de la masa de agua la cual es función

de la profundidad y de la resonancia.

La primera vez que se dio el término seiche fue en la década de 1995 por Anders

Kvale, en donde se pretendía describir la oscilación de los lagos en Noruega e

Inglaterra ocasionados por el terremoto de agosto de 1950. No obstante eventos

anteriores por estos fenómenos se habían registrado en Noviembre de 1755 en Lisboa

Portugal y Escocia.

Los primeros registros dados por los medidores de agua de superficie se observaron

por primera vez por “A.M. Piper of the U.S. Geological Survey (USGS)”, donde se

informó que dos de los seis indicadores sobre el rio Mokelumne en California

presentaban una ligera fluctuación causada el 20 de Diciembre en 1932 por el

terremoto en Lodi, California. Desde luego muchos seiches resultan a partir de los

terremotos registrados. Dado esto Kavale hizo un estudio detallado de 29 seiches que

fueron registrados en lagos de Noruega y depósitos en Inglaterra, todos causados por

el terremoto de 1950 en Assam. Posteriormente Frank Stermitz, un científico del

USGS, anunció lecturas de 54 medidores de corriente que habían registrado seiches

causados por el terremoto Hebgen Lake, Montana, del 17 de agosto de 1959.

Tiempo después en 1964 se presentaron ondas sísmicas generadas por el terremoto

de Alaska del 28 de marzo, tan poderosa que originaba masas de agua que oscilaban

en diferentes lugares de América del Norte. Dado este gran impacto del terremoto se

estudió la distribución continental de los seiches, dividiéndolos en los que fueron

producidos en Alaska y los que fueron producidos fuera del Estado.

Con el paso del tiempo se registraron 1964 seiches que precedían un gran poder de

destrucción, con olas de hasta 1.8 metros en las costas probablemente porque

estaban generando resonancia con las ondas sísmicas de la superficie.



De acuerdo a todas estas investigaciones se definieron algunos patrones regionales

que reflejan la influencia de los rasgos geológicos principales como la densidad de los

seiches, la cual es aproximadamente proporcional al espesor de los sedimentos. Este

tipo de eventos se debe controlar en ubicaciones cercanas a levantamientos

estructurales y cuencas, de esta manera se pretende crear un entorno favorable para

la generación de seiches. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2009)

2.4. PROCESOS HISTÓRICOS DE INTERÉS A NIVEL MUNDIAL

Los eventos más destructivos del planeta se han generado en la zona del Pacífico, a

continuación se mencionan algunos de ellos.

1883, Krakatoa. La erupción del volcán de Krakatoa en Indonesia fue uno de las

erupciones más grandes registradas en la historia. Las ondas de sonido generadas por

la erupción se escucharon a más de 400 km a lo largo del océano Índico. La parte

norte de la isla desapareció bajo una caldera de 270 m. de profundidad. La erupción

también generó tsunamis que destruyeron la costa y cobraron la vida de

aproximadamente 34.000 personas. La explosión y colapso del volcán generó olas

catastróficas de alturas de hasta 37 m. las cuales destruyeron 295 ciudades y pueblos

en el estrecho de Sonda, en Java occidental y Sumatra del sur. El tsunami de origen

volcánico fue destructivo en Indonesia, sin embargo pequeñas olas de tsunami

llegaron a todas las costas del océano. (Satake, 2007)

1908, Messina (Italia). El tsunami fue causado por un terremoto de magnitud 7. El

origen del evento se localizó en el fondo del estrecho de Messina (en medio de Italia y

Sicilia). El tsunami empezó después del sismo, el cual, se detuvo con la retirada del

fondo el mar. Parte del fondo del mar empezó a inundar las costas y en algunos

lugares, el fondo marino se abrió por cerca de 200 m. La máxima altura de la ola

alcanzada en la costa de Sicilia fue de 11.7 m, en la costa calabresa de 10.7 m. el

tsunami alcanzo a llegar a las costas de Egipto y Libia. El periodo de las olas fue de 5

a 15 minutos. El tsunami inundó las estructuras destruidas por el terremoto y destruyó

todo lo que había sobrevivido a este. Ambos eventos cobraron la vida de más de 1000

personas. (Satake, 2007)

Abril 1 de 1946, islas Aleutianas. El terremoto de las islas Aleutianas fue muy inusual.

El sismo generó grandes olas de tsunami en las islas Aleutianas y en Hawái. El

epicentro del sismo se localizó a 25 Km de profundidad. A pesar de que la magnitud



del evento no fue tan grande respecto a otros eventos (Ms=7.4), este evento generó

olas más grandes de las esperadas. En Hawái las alturas de Run-up alcanzaron los

3m. El tsunami atravesó todo el océano pacifico cobrando la vida de 159 personas en

Hawái, lo que llevo a la creación del sistema de alertas del pacífico en esta ciudad. Las

alturas de las olas registradas en Hawái alcanzaron los 12 m. Sin embargo, Hilo fue la

ciudad más afectada, a pesar de que el tsunami llego aproximadamente 5 horas

después del origen del evento, se alcanzaron olas de 8.1 m. Estudios recientes

demostraron que la lenta ruptura durante el sismo y un gran deslizamiento fueron los

responsables del posterior tsunami. (Satake, 2007)

1952, Kamchatka (Rusia). El tsunami se produjo cerca de las costas orientales de

Kamchatka y de la isla de Paramushir siendo considerado como uno de los tsunamis

más destructivos del siglo XX. El evento ocurrió el 4 y 5 de Noviembre, donde ocurrió

un terremoto de magnitud de 8.3, aproximadamente 40 minutos después del sismo el

agua se retiró y el fondo del océano se abrió en cientos de metros. La altura de ola fue

de 10 m, la cual avanzó por la ciudad llevándose todo a su paso. Varios minutos

después de este fuerte oleaje, una ola relativamente débil corrió hacia la costa

devastada dejando más residuos. En algunos lugares de la costa la ola alcanzo alturas

de 10 a 15m, destruyendo totalmente estructuras y levándose todo mar adentro. El

tsunami se llevó la vida de 2336 personas. El tsunami fue producido por un terremoto

de magnitud de 9 en la escala de Richter, con una longitud de ruptura de 800 km.

(Satake, 2007)

Mayo 22 de 1960, chile. El tsunami fue causado por un fuerte terremoto de magnitud

de 9.4, situado en el sur de la zona central de Chile. La máxima elevación del agua

alcanzo los 25m en Chile, 10.5 m en las islas de Hawái, 9m en Oceanía, 6.5 ms en

Japón y 3.5m en Estados Unidos. Cerca de 100 personas murieron en Chile, 60 en

Hawái y 200 en Japón. Llevó aproximadamente 15 horas para que las olas cubrieran

10 mil kilómetros y llegaran a las islas de Hawái, y casi un día para llegar a Japón. El

sismo no se sintió ni en Hawái, ni en Japón ni en Estados Unidos, por lo que el

tsunami fue inesperado. (Satake, 2007)

1944, isla Shikotan (Rusia). El tsunami fue causado por un sismo de magnitud de 8.3

en la escala de Richter, cerca de las islas Shikotan. Parte de la isla se hundió 60 cm,

la altura máxima de la ola alcanzo los 10.4 m y entro 300 m, a la isla.

1988, Papua Nueva Guinea. El tsunami ocurrió en la región de Papua - Nueva Guinea.

Originado por un terremoto de magnitud de 7.1 en la escala de Richter dando lugar a

una onda inesperadamente grande que alcanzo los 15m. El tsunami ataco la costa con



tres olas aproximadamente 20 minutos después del terremoto. El área de costa

afectada fue de unos 30 km, donde varios puertos pesqueros fueron destruidos y

cerca de 3000 personas perdieron la vida. La formación de esta ola gigantesca se

debió a un deslizamiento bajo el agua causado por el terremoto, en lugar del mismo

terremoto. (Satake, 2007)

Diciembre 26 de 2004, Sumatra. El tsunami se originó en el océano índico a causa de

un fuerte terremoto de magnitud de 9.3 en la escala de Richter. El epicentro del sismo

ocurrió cerca al norte de la isla de Sumatra. La manifestación del tsunami fue de

carácter global, además de las catastróficas consecuencias en las cercanías del origen

(Sumatra) donde se registraron olas de 35 m, en el océano. Las amplitudes de estas

ondas fueron reportadas en varias partes de la costa pacífica (Manzanillo-México

0.5 m, Nueva Zelanda - 0.5 m, Chile – 0.5 m, Severo-Kurilsk Rusia – 0.3 m,

Columbia Británica y Canadá-0.2 m, San Diego, California-0.2 m) y de la costa

Atlántica (Halifax-0.4 m, en el Atlántico Ciudad-0.2 m, las islas Bermudas -0.1 m, San

Juan de Puerto Rico, 0.05 m). Los más afectados fueron los países cerca al océano

índico: Indonesia, Tailandia, India, Sri Lanka, Kenia, Somalia, Sudáfrica y las Islas

Maldivas. El número total de víctimas supero las 250.000 personas. Esta ha sido una

de las catástrofes más grandes en la historia de los tsunamis. (Levin & Nosov, 2009)

Noviembre 15 de 2006, islas Kuril (Rusia). Un fuerte terremoto de magnitud 8.3 en la

escala de Richter ocurrió en las islas Kuriles. El epicentro del terremoto fue localizado

en el océano Pacífico a uno 85 km del norte de la isla Simunshur. Dos meses

después, el 13 de Enero de 2007, otro terremoto de prácticamente la misma magnitud,

8.1 en la escala de Richter, ocurrió en la misma región. Ambos eventos fueron

acompañados por tsunamis en todo el océano Pacifico: Isla Shikotan, Malokurilsk

1.55 m-0.72 m; isla Kunashir y Yuzhno-Kurilsk, 0.55m y 0.11m; Alaska-Shemya0.93m

y 0.69m; California 1.77 y0.51m; Hawái Kahului, 1.61m y 0.24m; Perú, El Callao,

0.73m y 0.3m;Chile, Talcahuano, 0.96 y 0.23m (la altura de las olas se indica para los

eventos del 15 de Noviembre de 2006 y del 13 de enero de 2007, respectivamente).

Sin embargo debido a la ausencia de mareógrafos, no hay información sobre la altura

de las olas. Ambos tsunamis, no se convirtieron en una tragedia catastrófica debido a

la ausencia de población en las islas Kuriles. Estos dos acontecimientos están

considerados como los más fuertes tsunamis que no fueron acompañados de pérdidas

de vidas humanas. (Levin & Nosov, 2009)

Febrero 27 de 2010, Chile. El tsunami se produjo por un terremoto de magnitud de 8.8

en la escala de Richter, ubicado a 35 kilómetros de profundidad. El terremoto generó



una falla de pendiente suave que se transmitió a través de la placa de Nazca hacia el

este y por debajo de la placa Suramericana. La ruptura de la falla superó los 100 km,

paralelos a la costa con un mecanismo focal de falla inversa. La ruptura comenzó en

las profundidades de la costa y se extendió hacia todas las direcciones. La falla

también produjo deformación en el fondo del océano lo que ocasiono el tsunami a lo

largo de todo el plano de rotura, alcanzando olas de hasta 16 m. en el norte de Chile.

Al menos 521 personas murieron, 56 personas se registraron como desaparecidas,

12000 personas fueron afectadas y 800.000 personas quedaron desplazadas por el

evento. El centro de alerta de tsunamis del Pacífico generó una alerta por tsunami

para gran parte de las costas del océano Pacífico, cerca de 53 países fueron

alertados. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2011)

Marzo 11 de 2011, Honshu (Japón). El tsunami fue generado por un terremoto de

magnitud de 9 en la escala de Richter, ubicado a 130 km de Sendai, Japón.

Japón está situado en una zona de subducción que genera el hundimiento de cerca de

8 cm entre la placa pacifica bajo la placa norteamericana anualmente. Además de

esto hacia el sur de Japón la placa Filipina subduce la placa euroasiática y la placa

norteamericana, de esta manera Japón es uno de los países con más sismicidad a

nivel mundial. El terremoto ocurrido fue el resultado de las fallas cercanas a los límites

de subducción de la placa de la zona del pacifico y la placas norteamericana. El

terremoto fue precedido por una serie de temblores en los últimos dos días, a partir del

9 de Marzo con un evento de magnitud de 7.2, con epicentro a 40 km del terremoto

del 11 de Marzo, y siguiendo con otros terremotos de magnitudes superiores a 6, la

ruptura del sismo alcanzo de 450 a 500 kilómetros y el mecanismo focal de la falla fue

inverso, por la subducción oceánica. (National Oceanic and Atmospheric

Administration NOAA, 2011)

El tsunami generado atravesó todo el océano pacifico pero fue catastrófico en la costa

del noreste Honshu, Japón. Las primeras olas que llegaron a la costa se registraron 15

minutos después del terremoto. Comunidades enteras e infraestructura se vieron

afectadas. Los países se prepararon para la llegada del tsunami en todo el océano

pacifico. Hawái ordeno evacuaciones en todo el estado, allí se registraron olas de 2m

de altura. La costa oeste de los Estados Unidos experimentó olas de 4m. La

destrucción del evento fue enorme, puesto que alcanzó a inundar cerca de 5

kilómetros hacia el interior. (National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA,

2011)



2.5. RECOPILACIÓN DE DATOS

2.5.1. Métodos de medición

2.5.1.1. Mediciones contra las costas:

El nivel del mar en las costas se ha medido durante más de un siglo por mareógrafos

ubicados en los puertos. Los mareógrafos más recientes presentan indicadores de

burbujeo, medidores de acústica y medidores laser. El indicador de burbujeo es un

sistema de presión atmosférica, donde el aire comprimido o gas de nitrógeno se

comprime en un tubo con un orificio y se mide su presión. Como el gas se escapa

lentamente por el orificio la presión de gas, se considera igual a la presión del agua,

entonces se determina el nivel de agua. El medidor acústico envía ondas ultrasónicas

en un tubo que se refleja en el nivel del mar. Los cambios en el nivel del mar pueden

ser medidos a partir de los tiempos de viaje de la onda por medio de la acústica

(Ilustración 2-19), el medidor laser emplea el mismo principio. (Satake, 2007)

Ilustración 2-19. Instrumentos de medición. (Satake, 2007)

2.5.1.2. Medidores en la costa

El proceso de generación de un tsunami es lento, pero a medida que se empieza a

propagar acercándose a la costa, se convierte en un proceso mucho más complejo,

por lo cual es importante evaluar la inundación y llegada del tsunami a la costa. Por

ejemplo, en Japón se han instalado medidores ubicados en las afueras de la costa y

GPS de tsunamis, cerca de 50 medidores de onda acústica se encuentran ubicados



fuera de los puertos a profundidades de 10 m. El instrumento utiliza cinemática en

tiempo real, por medio del GPS se estima la ubicación y la altitud de la superficie de

agua. El periodo de muestreo es de un segundo con una precisión de unos pocos

centímetros. Debido que las medidas en la superficie de agua en movimiento están

libres de ondas sísmicas a diferencia de los medidores de presión también se puede

supervisar la altura de las olas durante las tormentas. (Satake, 2007)

2.5.1.3. Medidores en profundidades del océano

En las profundidades de océano se espera que las ondas sean menos complejas

debido a que están libres de efectos topográficos costeros, aunque se esperarían

amplitudes menores. Se han utilizado medidores de presión en el fondo del océano

para la detección temprana de tsunamis con el fin de advertir sobre este evento. Un

sensor típico de presión consta de un cristal del cuarzo, el cual proporciona una

precisión de 1 cm y esta ubicado a una profundidad de 6000 m.s.n.m. La presión es

muy sensible a la temperatura por lo que se debe realizar correcciones por este factor.

Además, el sensor se encuentra en el fondo del océano, lo cual permite el registro del

movimiento de tierra, es decir, funciona como un sismógrafo en el fondo oceánico.

(Satake, 2007)

2.5.1.4. Observaciones satelitales

Las observaciones satélites son un tipo de medición mas avanzada, Satake (2007),

afirma que cuatro satélites captaron la propagación de los tsunamis a través del

océano índico el 26 de Diciembre de 2004: el “Jason -1”, el ”Topex Poseidón”, “El

Envistat” y los dos primeros identificaron el tsunami dos horas después del terremoto,

“El Envistat” a las 3 horas, finalmente la armada de Estados Unidos hizo un

seguimiento a las 7 horas. La máxima altura de la superficie del mar durante el evento

fue de 0.8m en el océano índico la exactitud de la altimetría medida en los satélites es

superior a 5 cm. (Satake, Tsunamis, 2007).



2.5.1.5. Deep-ocean Assesment and Reporting of Tsunamis (DART)

A continuación, tomado de un aparte de (National Oceanic and Atmospheric

Administration NOAA, 2011) se explica uno de los métodos de medición actuales

implementados por NOAA.

En la década de 1980, el laboratorio del Pacífico NOAA, Pacific Marine Environmental

Laboratory (PMEL) desarrollaron mareómetros en profundidades del océano para la

detección temprana de tsunamis, además de la presentación de informes en tiempo

real de estos eventos en océano abierto. El sistema DART consiste en un sistema de

presión bajo el fondo marino, el cual detecta desde pequeños tsunamis hasta eventos

catastróficos, transmitiéndolos a las boyas en la superficie en tiempo real.

Los datos de las boyas incluyen varias señales de las mareas y ondas sísmicas. La

información recolectada por la red de sistemas de DART está ubicada en lugares

estratégicos en todo el océano, desempeñando un papel importante para la predicción

de futuros eventos. En la Ilustración 2-20 se presenta la distribución actual de sistemas

DART en los océanos del mundo.

Ilustración 2-20. Distribución actual de sistemas DART. (National Oceanic and Atmospheric




La tecnología de predicción de los tsunamis se basa en la integración de las

mediciones en tiempo real y tecnologías de modelación. El sistema está compuesto

por tres partes principales, la parte inferior, la boya de superficie y un satélite que

transmite los datos registrados a las estaciones de la tierra (Ilustración 2-21). El

sistema en el puerto trabaja en cuatro fases principales:

1. Observatorios sísmicos en la región detectan un terremoto y envían los datos

hacia el sistema de alertas del pacifico PTWC (Pacfic Tsunami Warning Centre)

ubicado en Hawái.

2. Si el origen del terremoto se encuentra en la cuenca del pacifico y la magnitud

en la escala de Richter está por encima de 7.5, se envía una alerta inicial

“Advertencia de tsunami”.

3. Los datos de las estaciones de monitoreo en el fondo marino cerca del

epicentro del terremoto se usan para buscar características del tsunami.

4. Si se detecta un tsunami, se envían las advertencias a través de redes

nacionales ubicadas en varios países.

Ilustración 2-21. Sistema DART. (National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), 2009)



El tsunami de Diciembre de 2004 en el océano indico fue uno de los más desastrosos

eventos en la historia, esto sin contar el del 11 de Marzo en Japón, del cual, aun se

siguen realizando investigaciones. Volviendo al tsunami de Sumatra (2004), además

de la gran magnitud del terremoto, la falta de preparación para este tipo de eventos en

las costas del océano Índico fue un factor muy importante responsable de esta

tragedia. La preparación para tsunamis debe incluir un sistema de alerta contra los

tsunamis basados en el monitoreo de los niveles sísmicos del mar, la evaluación del

peligro por medio de mapas de amenaza y la educación y sensibilización a los

residentes de las costas. (Satake, 2007)

Actualmente programas como “The US National Tsunami Hazard Mitigation Program”

es un programa basado en tres componentes: orientación y alerta, evaluación de

riesgos y la mitigación. Los sistemas de alerta contra tsunamis se pueden agrupar en

sistemas de toda la cuenca (como en el pacifico o en el océano indico), y regionales o

locales.

2.5.2. Centros de alerta de tsunamis

Los principales centros de alerta contra tsunamis y centros internacionales de

información de tsunamis son:

- El “West Coast/ Alaska Tsunami Warning Center” (WC/ATWC), proporciona

una guía de alerta contra tsunamis para todas las costas de los Estados Unidos

(exceptuando a Hawái) y las provincias costeras de Canadá.

- El “Richard H. Hagemeyer Pacific Tsunami Warning Center” (PTWC),

proporciona alerta contra tsunamis para Hawái y ciudades en el océano

pacifico, océano índico y el mar Caribe.

- El “International Tsunami Information Center” (ITIC). es dirigido por el NWS en

nombre de la comisión oceanográfica intergubernamental de la UNESCO. El

ITIC apoya el programa de tsunamis COI (en inglés, Intergovernmental

Oceanographic Commission – IOC) el cual se centra en la coordinación de

alerta contra tsunamis y atenuación de sus efectos a nivel mundial.

http://www.weather.gov/ptwc/

http://www.tsunamiwave.info/



2.5.2.1. Pacífico

El Centro de Alerta de Tsunami del Pacífico Richard H. Hagemeyer (PTWC) sirve

como el centro internacional de alerta para los tsunamis que presenten un riesgo para

todo el Pacífico. Es además el centro regional para Hawái, y el centro nacional de

alerta para los EE.UU. Este centro facilita la coordinación y cooperación en todas las

demás actividades internacionales de mitigación de tsunami.

El objetivo inicial del PTWC es detectar, localizar y determinar los parámetros sísmicos

de los sismos potencialmente tsunamigénicos que ocurran en la Cuenca del Pacífico o

sus márgenes inmediatos. Para llevar a cabo este propósito, recibe en forma continua

datos sismográficos desde más de 150 estaciones alrededor del Pacífico a través de

intercambios de cooperación con el Servicio Geológico de los E.E.U.U. de América,

Instituciones de Investigación en Sismología, la Instalación Internacional de

Acelerómetros GEOSCOPE, EL Centro de Alarma de Tsunami de Alaska/Costa Oeste

de E.E.U.U. de América (WC/ATWC), y otras agencias internacionales que manejan

estaciones y redes sismográficas. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2009)

Además, cada país en forma individual puede operar centros de alerta nacional o

regional para proporcionar información de alerta en situaciones de amenaza de

tsunami. La Agencia Meteorológica de Japón proporciona alertas a Japón y

adicionalmente a Corea y Rusia para aquellos eventos que ocurren en el Mar de

Japón o Mar del Este. El Centro Polinesio de Prevención de Tsunamis proporciona

alertas en la Polinesia Francesa y Chile (Sistema Nacional de Alarma de Maremotos) y

Rusia (Servicio Hidrometerológico Ruso) operan sistemas nacionales de alerta.

2.5.2.2. Colombia

COI (en inglés, Intergovernamental Oceanographic Commission - IOC), es el órgano

de la UNESCO encargado de estudiar los océanos a escala mundial. El Observatorio

Sismológico de Sur occidente OSSO (Corporación OSSO) y la Comisión Colombiana

del Océano (CCO) son las entidades responsables de la Red de Detección y Alerta de

Tsunamis o Maremotos para Colombia.

En Colombia, en caso de un posible evento de tsunami, la Corporación OSSO recibe

soporte técnico del Instituto Colombiano de Geología y Minería (INGEOMINAS)



quienes informan detalles del sismo como magnitud, duración y ubicación; del Instituto

de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales de Colombia (IDEAM) con

información sobre el nivel del mar; y de la Dirección General Marítima - Centro Control

Contaminación del Pacífico (DIMAR-CCCP) sobre modelaciones matemáticas, el

tiempo calculado de llegada de la ola y de su altitud. A continuación, la Corporación

OSSO hace las consultas pertinentes con la CCO y posteriormente informa a la

Dirección de Gestión del Riesgo (anteriormente conocida con la sigla DPAD) para que

sea esta última quien, según las características del evento, emita la Alerta o Alarma a

los Comités Regionales de Prevención y Atención de Desastres (CREPAD) y los

Comités Locales para la Prevención y Atención de Desastres (CLOPAD) respectivos

para preparar la población para la evacuación. (Observatorio Sismológico de sur

occidente OSSO, 2011)

2.5.3. Sistemas de alerta de tsunamis locales

2.5.3.1. Mapas de amenaza y sensibilización a la población

Una vez la población costera recibe una alerta por tsunami, se necesita saber que

quiere decir esta alerta y a donde se debe evacuar. Una herramienta efectiva ante

estas alertas es un mapa que muestre el área a evacuar para los futuros tsunamis. Las

posibles zonas de inundación son estimadas por medio de datos históricos o por

simulaciones numéricas de tsunamis basados en terremotos. Mapas de amenaza por

tsunami ayudan a las comunidades costeras a prepararse para futuros eventos.

Planes de evacuación pueden ser establecidos por los funcionarios responsables

como defensa civil. Los mapas de amenaza deben proveerse no solo a residentes

costeros sino también para turistas, todos necesitan ser informados de las amenazas

por tsunamis. Los mapas muestran, además del área de inundación, los lugares de

evacuación y las instrucciones de evacuación. (Satake, 2007)



2.5.3.2. Amenaza, vulnerabilidad y riesgo

- Amenaza

La amenaza, es la probabilidad de ocurrencia de un fenómeno potencialmente nocivo,

natural o inducido durante un periodo de tiempo dado dentro y en un área dada. La

evaluación de la amenaza es el proceso mediante el cual se determina la probabilidad

de ocurrencia y la severidad de un evento en un tiempo dado y en un área

determinada. Representa la recurrencia estimada y ubicación geográfica de eventos

probables. Para el motivo de la investigación se habla específicamente de amenaza

por sucesos de origen físico, donde se incluyen eventos naturales como sismos y

tsunamis, para estos último, La amenaza depende directamente de la altura máxima

de la ola en la costa, partiendo de esto y con información topográfica, se puede

estimar la inundación horizontal que es el parámetro que representa la amenaza en los

mapas de cada escenario. (Direccion de Prevención y Atención de Emergencias

DPAE, 2011)

- Vulnerabilidad

Grado de pérdida de un elemento o conjunto de elementos en riesgo, como resultado

de la ocurrencia de un fenómeno natural de una magnitud dada, caracterizado por la

susceptibilidad de un grupo social para prevenir o recuperarse de la ocurrencia de una

amenaza. Se expresa en la escala de cero (ningún daño) a uno (pérdida total). La

evaluación de vulnerabilidad se determina mediante el nivel de exposición y

predisposición de un elemento o grupo de elementos ante una amenaza específica.

(Direccion de Prevención y Atención de Emergencias DPAE, 2011)

- Riesgo

El riesgo es la estimación de los componentes de un sistema que requieren

protección, las vulnerabilidades que lo afecten y las amenazas que lo ponen en

peligro, de esta manera se realizara la evaluación del riesgo. El riesgo, es entonces, la

amenaza en una población que se encuentra en situación de vulnerabilidad. (Soldano,

2009), La valoración del riesgo está basada en la expresión:



2.6. MODELACIÓN

Una red en océano profundo combinada con un modelo numérico, mejorará la

velocidad y la exactitud de la predicción de tsunamis en tiempos considerablemente

cortos. Teniendo en cuenta que los tsunamis más destructivos se originan

principalmente en las zonas de subducción alrededor del borde pacifico. La simulación

de modelos combinados con las mediciones del tsunami en tiempo real ayudaran a

evaluar el riesgo. Los datos necesarios para la modelación se pueden conseguir por

medio de medidores especiales o mareógrafos en profundidades del océano que

presenten informes y reportes de tsunamis, teniendo la información necesaria se

aplicaran modelos recientes en los cuales se arrojan resultados de tiempo de llegada

del tsunami a las costas, máximas alturas de olas, y la posible inundación después del

evento. Finalmente, la integración de estos sistemas de medición y los modelos

numéricos proporcionarán una orientación más rápida y precisa para el manejo de

amenazas y mitigación del evento (National Oceanic and Atmospheric Administration

NOAA, 2011).

El ciclo de vida de un tsunami típico consta de tres fases: la generación del tsunami

debido a un sismo en el fondo del mar, la propagación como consecuencia de la

energía difundida del sismo y finalmente la inundación en la costa siendo la fase más

destructiva. Esta última fase se puede predecir con precisión por medio de modelos

numéricos si las dos etapas anteriores (generación y propagación) son descritas

adecuadamente, por lo que se requiere de una alta precisión.

2.6.1. Tipos de modelos

2.6.1.1. Modelos de predicción

El principal objetivo de un modelo de predicción es brindar una estimación del tiempo

de llegada de la ola, la altura de la ola y la inundación correspondiente después del

tsunami. Los modelos de pronóstico de tsunami se ejecutan en tiempo real, es decir,

mientras que el tsunami se propaga en océano abierto, por lo que están diseñados

bajo ciertas limitaciones de tiempo.

Teniendo en cuenta dichas limitaciones en cuanto al tiempo, el proceso de cálculo de

cada etapa en los modelos se ha desarrollado debido a la existencia de bases de

datos con escenarios pre calculados. Las bases actuales contienen información acerca

de la propagación del tsunami suministrada por diferentes fuentes distribuidas en todo



el océano. Cuando existe un evento de tsunami, una fuente inicial es seleccionada

desde los pre-cálculos de la base de datos. En las etapas iniciales del tsunami, esta

selección se basa únicamente en la información disponible del terremoto generador

del evento. A medida que la ola se propaga en el océano y llega a las fuentes

(instrumentos de medición como mareógrafos) se reporta la información. El resultado

es un pronóstico cada vez más preciso que puede ser usado para la publicación o

advertencia de peligro para evacuaciones. Cuando un evento similar ocurre en uno de

los escenarios calculados, la información disponible de propagación se utiliza para

calcular la última etapa del evento, la inundación. (National Oceanic and Atmospheric


2.6.1.2. Modelos de inundación

A continuación, tomado de un aparte de NOAA (2011), se explican los modelos de

inundación.

Los modelos de inundación simulan la fase de generación del tsunami en aguas

profundas y la propagación de ondas en la zona de impacto. Para la simulación

dinámica de los cálculos de los parámetros de la ola durante la inundación se

requieren datos de alta resolución de batimetría y topografía. De estos parámetros

depende el desarrollo de mapas de inundación precisos.

Los estudios de la etapa de inundación se pueden realizar por enfoques probabilísticos

en donde se consideran escenarios del tsunami, además de una evaluación de

vulnerabilidad de amenaza y riesgo en la costa.

Los resultados obtenidos en la simulación de la fase de inundación del tsunami deben

incluir información de la altura máxima de la ola y la velocidad máxima de la corriente;

a su vez, la línea de inundación máxima, y la altura de las olas indican el tiempo de

llegada del tsunami, de esta manera toda la información suministrada por los modelos

de inundación será utilizada para advertir sobre emergencias y mitigación mediante

rutas de evacuación y mapas de amenaza que enseñen a las comunidades que hacer

o a dónde dirigirse en caso de un evento tsunami en las costas.



2.6.2. Problemas de la modelación en tsunamis

A pesar de tener grandes avances y programas sobre modelación de tsunamis, son

muchas las limitaciones existentes en los modelos, el primer gran obstáculo es la falta

de datos de alta calidad y las medidas experimentales que impiden la mejora de las

simulaciones en las etapas del tsunami y una mejor calibración en los modelos.

El segundo gran obstáculo es la falta de datos de topografía y batimetría de alta

resolución, ya que estos datos son difíciles de conseguir.

A todo esto se le suma los errores que tienen ciertos modelos dependiendo de sistema

de redes o celdas del que dispongan. El incremento del tamaño de la red dará una

mejor precisión en la simulación de la amplitud de las olas, sin embargo, esto depende

en gran parte del procesamiento de la computadora.

Los parámetros de los terremotos son basados en información de bases de datos

existentes con eventos históricos, sin embargo muchos de estos datos son basados en

testigos oculares que narran los hechos, los datos de eventos históricos de siglos

pasados no tienen una buena confiabilidad debido a sus fuentes de origen, lo que hará

que las bases de datos no arrojen resultados muy correctos a la realidad.

Por lo general la estimación precisa de los datos está disponible después de ocurrido

el evento. En contadas ocasiones los sistemas de alerta temprana hacen el

seguimiento con instrumentación, teniendo datos de alta confiabilidad. Sin embargo

existen algunas dificultades, la primera es que la energía del tsunami puede ser tan

grande que las estaciones de medida pueden quedar dañadas como sucedió en el

último tsunami que impacto en Japón (3 de marzo de 2011); el segundo impedimento

se da en países que tiene una amenaza grande de tsunamis, pero a su vez no tienen

implementado este monitoreo cerca a sus costas (Sur América en general), de esta

manera existe entonces una alerta pero no estudios completos del comportamiento del

tsunami cerca a la costa, lugar donde se da la amplificación y marca la pauta de la

inundación del evento.

Por último si se requieren hacer estudios de amenaza y riesgo por tsunami, se debe

contar con los software de modelos además de la información detallada en la

definición de parámetros desconocidos para la zona pero necesarios para la

modelación mediante tsunamis sintéticos.



2.6.3. Modelos actuales

2.6.3.1. MOST (Method of Splitting Tsunami) Método de división de

tsunami

A continuación, tomado de un aparte de Titov y Gonzalez (1997), se explica el modelo

MOST.

El modelo “MOST” desarrollado en la universidad del sur de California, es un conjunto

de códigos de simulación numérica capaz de simular las etapas de un tsunami:

terremoto, propagación transoceánica y la inundación en la costa.

El modelo utiliza redes computacionales anidadas a un telescopio de alta resolución.

Las redes anidadas se usan para tener un número mínimo de nodos en una longitud

de onda con el fin de resolver la ola con un error mínimo. Se requieren redes gruesas

capaces de resolver la ola en aguas profundas, debido a que la longitud de onda es

larga y se necesitaran menos nodos. A medida que la onda se desplaza en

profundidades pequeñas, la longitud de onda se disminuye y la amplitud incrementa,

se requieren más puntos o nodos por lo cual serán necesarias redes de alta

resolución. (National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA, 2006)

Parámetros de entrada al modelo

Los parámetros de entrada al modelo se pueden configurar de varias maneras

dependiendo de la aplicación. La ubicación y magnitud de un terremoto se usan en el

modelo de deformación del suelo para estimar las deformaciones verticales en el

fondo del mar. Este desplazamiento inicial de la superficie del mar será la condición

inicial de la ola del tsunami en el modelo. De esta manera, una serie de terremotos

permiten evaluar el riesgo de tsunami para comunidades vulnerables, incluyendo datos

para el diseño de estrategias de mitigación y evacuación.

Durante un posible tsunami, una secuencia de diferentes simulaciones del modelo se

ejecuta como información nueva sobre el terremoto y el tsunami disponible. El primer

conjunto de datos se obtiene a partir del terremoto. Una vez que se disponen las

observaciones reales del tsunami (dispuestas en las boyas DART) el origen del

tsunami y los datos del terremoto se ajustan al tsunami observado. Estos parámetros

son usados para hacer predicciones en las costas donde se presente alto potencial de



impacto por tsunamis. Este sistema incluye la capacidad de ejecutar modelos para

pronosticar tsunamis y sus efectos de inundación sobre las costas.

La evolución de un tsunami de origen sísmico constara de las tres fases típicas:

generación, propagación e inundación. El modelo numérico “MOST” calcula cada fase

del tsunami proporcionando una completa simulación del evento. (National Oceanic

and Atmospheric Administration NOAA, 2006)

Generación.

La etapa de generación de un tsunami incluye la formación de la perturbación inicial de

la superficie del océano debido a la deformación en el fondo del mar a causa de un

terremoto. Esta perturbación inicial se transforma en una onda de gravedad. La

modelación de esta etapa inicial está vinculada a los estudios de mecanismos de

origen del terremoto. La generación del tsunami se basa en un modelo del plano de

falla, que supone una capa de líquido incomprensible en un espacio subyacente

elástico que caracteriza el océano y la corteza terrestre. La aplicación de este modelo

elástico del plano de falla utiliza una fórmula para la deformación estática del fondo

marino para calcular las condiciones iníciales requeridas para los posteriores cálculos

de la propagación e inundación del evento.

Propagación

Un tsunami se puede propagar por largas distancias en la costa desde cientos a miles

de kilómetros. Para esta etapa se deben tener en cuenta factores como la curvatura de

la tierra para distancias grandes, las fuerzas de Coriolis y la dispersión del evento.

El método tiene en cuenta los efectos de dispersión, pero también permite el uso de la

no dispersión de ecuaciones lineales y no linéales para la modelación de la

propagación de ondas del tsunami. El modelo de propagación usa un esquema de

dispersión numérica y las ecuaciones de aguas superficiales de onda en coordenadas

esféricas con los términos de Coriolis. Dichas expresiones se muestran a continuación:



Donde es la longitud, es la latitud, es la amplitud, es

la profundidad del agua sin perturbaciones, son las velocidades

promedio en direcciones de longitud y latitud respectivamente con respecto al tiempo t,

g es la aceleración de la gravedad, f es el parámetro de Coriolis, y R es el radio de la

tierra.

Inundación.

La inundación de un tsunami en tierra firme es la etapa más complicada en cualquier

tipo de modelación, el primer gran obstáculo es la falta de datos de campo de alta

calidad y medidas experimentales que impiden la mejora de las simulaciones del

proceso de inundación.

El segundo gran obstáculo para el modelo de inundación es el requisito necesario de

topografía y batimetría de alta resolución, sobre todo en áreas críticas cercanas a la

costa. Estos datos de alta resolución no son fáciles de obtener.

Sin embargo, en islas como Okushiri en Japón, se tienen datos de batimetría y

topografía de alta resolución, lo que permite probar los datos del modelo “MOST”.

Ilustración 2-22. Comparación de cálculos (línea solida) y mediciones (estrellas), de máximas

inundaciones a lo largo de la costa oeste de la isla Okushiri. (Titov & Gonzalez, 1997)

Un resultado importante de esta simulación, conforme con las estimaciones de campo,

es la alta velocidad de agua calculada (más de 18 m/seg.). Además se presenta una

comparación de los valores calculados y medidas de inundación máxima a lo largo de

la costa oeste de Okushiri. Los resultados sugieren que teniendo adecuados datos de

batimetría y topografía, los cálculos del modelo son suficientemente precisos para



desarrollar herramientas útiles en la mitigación de posibles eventos futuros, tales como

mapas de amenaza.

2.6.3.2. COMCOT (Cornell Multi-Grid Coupled Tsunami Model)

COMCOT es un modelo capaz de simular todas las etapas de un tsunami, desde su

generación, propagación e inundación en las regiones costeras. Teniendo en cuenta la

generación de las olas, se tendrá el modelo de falla, el deslizamiento o el perfil

personalizado del evento. El modelo creado en la universidad “Cornell“ en Nueva York,

Estados Unidos, ha sido utilizado para la investigación de eventos históricos como el

tsunami chileno de 1960, el tsunami en las islas de las flores, Indonesia en 1992, el

evento en el océano indico de 2004, entre otros (Cornell University, 2011).

El modelo numérico usa un esquema “leapfrog” desarrollado en base a las ecuaciones

para aguas poco profundas (someras).

Método leap-frog o salto de rana

Tomado de (Philip, 2008)

Las ecuaciones de movimiento y de continuidad son expresadas en forma de flujo

como:

| |

Donde es el transporte del agua y n es el coeficiente de rugosidad de Manning.

El esquema numérico es construido en una red o cuadricula escalonada por el espacio

y el tiempo, el esquema de dos niveles se lee como:

(

)

[

(

)

(

)]



Donde es el factor de fricción, es la profundidad total en el punto M, y es la

profundidad local que depende del nivel del mar. Los parámetros son los

términos no lineales de cambio de viento, y se definen como:

|

|

Y

La simulación se hace en base a las ecuaciones de aguas someras en coordenadas

esféricas, las cuales se presentan a continuación.

[

]

Donde representa la perturbación de la superficie libre del agua, P y Q, son los

volúmenes de flujo en direcciones x y y (P=hu, Q=hv), y representan la longitud y

latitud respectivamente.

Por medio de un método de diferencias finitas se resuelven las ecuaciones anteriores,

la evaluación de la elevación de la superficie marina o perturbación de la misma, y el

volumen de flujo se escalonan en función del tiempo y el espacio. El sistema tiene una

precisión de .

Los esfuerzos de corte en la parte inferior de la superficie son modelados por

medio de la ecuación de Manning:



Donde n es el coeficiente de rugosidad de Manning que se asume como n=0.02 en

tierra seca, y n=o en tierra húmeda, como lagos y canales. La presencia de edificios y

otras estructuras, si son suficientemente fuertes, retardan el flujo de inundación del

tsunami y ayudan a disipar la energía, sin embargo estas características no se

encuentran parametrizadas en el modelo. (Cornell University, 2011)

Los parámetros de entrada requeridos para implementar el modelo son, la latitud y

longitud del epicentro, profundidad focal, longitud y ancho del plano de falla,

desplazamiento, ángulo de buzamiento, rumbo, y deslizamiento. (Cornell University,

2011)

Formulación del modelo (Wijetunge, Xiaoming, & Philip, 2008))

El uso de un sistema de redes en el modelo, permite calcular la propagación de los

tsunamis en el océano y la inundación en las zonas costeras que sean vulnerables a

próximos eventos de tsunamis. La distribución de red, en su interior con una red más

fina, adopta un menor tamaño en la cuadricula de la red y la medida del tiempo,

uniéndose a la región exterior, con una red más grande. Al comienzo de cada

medición del tiempo, a lo largo de la interfaz de dos regiones diferentes, el volumen de

flujo (flujo de descarga), el cual es el producto de la profundidad del agua y la

velocidad promedio en dicha profundidad, se interpola desde el exterior en la red más

grande hacia el interior en la red más fina. Las elevaciones de la superficie del agua y

los flujos de volumen son calculados en el interior (red más fina), y los resultados de

las elevaciones de la superficie libre se promedian para actualizar los valores en el

exterior (redes más grandes). Los flujos de volumen en el exterior también son

actualizados, y de esta manera se tiene un mejor acercamiento a la dinámica real del

tsunami en las costas.

Para simular las inundaciones en tierra, se empleó un sistema en los límites, donde se

define “una línea de costa” como la interfaz entre una red húmeda con su adyacente

red seca. A lo largo de esta línea de la costa el volumen de flujo se asigna como cero.

Una vez que la elevación de la superficie de agua en la red húmeda es más alta que la

elevación de la red seca, la línea de la costa se mueve de la red seca hacia la red

húmeda y así el volumen de flujo ya no es cero, por lo cual será necesario calcularlo

por medio de las ecuaciones de aguas poco profundas.

Finalmente, los resultados del modelo se procesan para obtener la distribución

espacial de valores máximos de profundidad de inundación, velocidad de flujo así

como las variaciones temporales en las ciudades que se vean afectadas por el evento,



2.6.3.3. Modelo de pronóstico rápido de tsunamis basados en eventos

históricos por medio de bases de datos “quick tsunami forecasting based

on database”

A continuación, tomado de un aparte de Satake (2005) se explica el modelo “quick

tsunami forecasting based on database”

La costa oriental de Corea ha sido atacada por una serie de tsunamis trayendo

devastadoras consecuencias en el último siglo. Debido a esto, se han instalado una

serie de medidores en las costas, especialmente, en las plantas nucleares donde se

requiere la operación de más unidades. La amenaza constante en esta zona de Corea

ha dado a lugar la creación de estudios e investigaciones necesarias para la mitigación

de futuros eventos.

La investigación actual incluye la generación, propagación e inundación del tsunami en

mar oriental. De acuerdo a dichas investigaciones, la costa Este de Corea muestra

características complicadas que facilitan la ocurrencia de tsunamis

Base de datos para la predicción rápida de tsunamis

El principio de superposición lineal de un sistema permite que por medio de

ecuaciones lineales homogéneas, se obtengan soluciones por adición y multiplicación

de constantes. Este principio permite generar soluciones más complicadas de las

conocidas. El uso de este principio permite resolver ecuaciones lineales de longitud de

onda en la propagación de un tsunami para la estimación rápida de un tsunami real.

Se calcularon una serie de terremotos hipotéticos y se multiplican por un factor de

escala el cual es determinado por mareógrafos.

La metodología sugerida en este caso de estudio se puede entender por medio del

principio de superposición de acuerdo a la siguiente ecuación:

∑

Donde F es la solucion de una ecuación lineal de longitud de onda, es una

constante, es la sub-solución de la ecuación lineal de longitud de onda cuando se



divide el perfil inicial de la superficie del mar del tsunami en un número de elementos,

y n, es el número de particiones.

En el cálculo del tsunami se simplifica el plano de falla como uno o varios rectángulos

de su forma inicial. Por ejemplo, se calculó el perfil inicial de la superficie del mar

usando los parámetros del terremoto de 1983 (Mw=7.7) localizado en Akita, Japón.

El terremoto falla se calcula con cada plano de falla independiente del otro, al

superponer de forma independiente estos, se calculan los niveles de agua en una

determinada ubicación con respecto al tiempo, debe ser igual al nivel del agua que se

calcula usando los dos planos de falla en el sistema lineal. Las funciones son

equivalentes a la solución de tsunamis independientes , y F es la solución real

del tsunami, como se muestra en laIlustración 2-23.

Ilustración 2-23: Principio de superposición en un modelo numérico de tsunamis.(Satake, 2005)

De igual manera se calcula f utilizando tsunamis sintéticos I, con un área espacial y

una altura equivalente a la unidad. Si se supone que el plano de falla real está

compuesto por un número de eventos unitarios, la superposición de tsunamis unitarios

pre calculados será igual a un evento real. Después de suponer los tsunamis unitarios

a lo largo de todas las zonas de falla activas en el mar del este, se procede al cálculo

del tsunami real.

Se calculan una serie de niveles de agua localizados a lo largo de la costa este de

Corea, estos niveles de agua son multiplicados por una constante del desplazamiento



inicial de la superficie del mar en cada ubicación de los tsunamis unitarios en el caso

del tsunami real. Se suma cada valor en el eje del tiempo dará los tsunamis predichos.

Al fijar cada tsunami unitario cubre toda la región de las zonas de fallas activas en el

mar oriental. Entonces la serie de tiempos del nivel de agua del mar en el punto en

que se quisiera conseguir la altura, serán registrados como conjuntos de datos.

Cuando se deducen las elevaciones del tsunami real, los cálculos de la deformación

inicial de la superficie del mar y la manipulación del conjunto de datos pre calculados,

hacen posible deducir las alturas del tsunami y el tiempo de llegada a lo largo de la

costa en pocos minutos, esto con un software. Todos los cálculos son registrados en

una base de datos donde se encuentran las variables de localización de cada evento.

De esta manera se hace una estimación rápida de los tsunamis en el mar del este.

De acuerdo al procedimiento, al establecer una base de datos, se pueden aplicar las

condiciónes iniciales del tsunami real y deducir la altura de ola del tsunami y el tiempo

de llegada a partir de cierto tiempo en cada localización del evento. Para el manejo de

la predicción rápida de tsunamis se debe tener el sistema de solución de un terremoto,

con esto se realiza el cálculo de la superficie de deformación para obtener la

predicción del tsunami con los tiempos de llegada y alturas máximas del evento.

Modelación numérica

(Satake, 2005)

La modelación numérica es realizada con un conjunto de ecuaciones lineales de

longitud de la onda para la estimación de la propagación del tsunami. Las ecuaciones

lineales de longitud de onda mostradas a continuación, no incluyen la componente de

fricción en la propagación de dos dimensiones, lo cual es usado en el cálculo de la

propagación del tsunami.

(2)

Donde x y y, son las coordenadas horizontales, perturbación en la superficie del mar,

g es las aceleración gravitacional, h es la profundidad del agua. M y N son los flujos



de descarga en direcciones x, y definidos por las siguientes ecuaciones en función de

una coordenada vertical z:

∫

∫

Donde u y v, son la profundidad promedio de las velocidades en direcciones de y

a lo largo de los límites entre la costa y alta mar, la condición de radiación y las

condiciones de las paredes verticales se usaron en el modelo numérico.

La mínima profundidad de la columna de agua se establece como 10 metros. Por

medio de las diferencias finitas las ecuaciones de longitud de onda (1), resultaron ser

de de la forma discreta de una ecuación diferencial parcial, por medio de estas se

obtiene una solución numérica para la altura y descarga del tsunami.

Ilustración 2-24: cálculo del dominio en el mar del este (Satake, 2005)

La Ilustración 2-24, muestra el cálculo del dominio en el mar del este. La región total

abarca una red de 1,1 km. De acuerdo a este método, grandes redes en el fondo del

mar son superpuestas y dinámicamente vinculadas a redes de 1/3 del ancho de la

región superficial. Durante el cálculo el nivel del agua y la descarga se intercambiaron



entre si satisfaciendo el equilibrio dinámico a lo largo de los límites de las regiones,

este proceso se repite hasta obtener la red deseada.

2.6.3.4. Modelo de Boussinesq

Tomado de un aparte de Fuhrman y Madsen (2009), se explica el modelo de

Boussinesq en dos dimensiones.

El modelo de Boussinesq de diferencias finitas, es un modelo capaz de simular un

número de ondas de tiempo y profundidad (h), incluyendo el movimiento del fondo

marino, además de la simulación de terremotos y deslizamientos generadores de

tsunamis. La primera prueba simula las ondas de superficie lineal y no lineal

generadas a partir de movimientos en el fondo. El modelo se caracteriza por simular

eventos especialmente en los casos en que se tiene una importante dispersión de

datos.

El modelo de alta precisión de Boussinesq se basa en ecuaciones de ondas de

superficie libre en aguas someras, por medio del cual se permiten variaciones rápidas

de batimetría, este método utiliza como condiciones las expresiones de cinemática y

dinámica mostradas a continuación:

(1)

(

) (2)

Donde η es la perturbación del nivel del mar, U = ,

representan la velocidad horizontal y vertical integrada en la superficie de

perturbación del mar , g es la aceleración de la gravedad, t es el tiempo, y el

operador diferencial.

Asumiendo que la expansión del nivel z varía lentamente en el espacio, se derivaron

las siguientes ecuaciones para la distribución de la velocidad vertical en términos de

las velocidades u, w en función de z:

(3)



Dónde:

(

) (

)

(

) (

)

(

) (

)

(

* (

)

Y . Reemplazando y combinando estas expresiones con la condición

cinemática se tiene:

( (

) (

) )

( (

) (

) )

*( (

) (

) )

( (

) (

) ) +

*( (

)

(

) )

( (

* (

) ) +

Donde y

son los coeficientes de disminución de profundidad optimizados.



Las ecuaciones descritas anteriormente requieren que la expansión del nivel z se

especifique en el dominio y en el presente modelo se representa con la siguiente

ecuación:

{

}

El primer término de la expresión da lugar a que el nivel óptimo de z sea igual a –h/2,

basado en la elevación máxima local del fondo. El segundo término de la expresión,

impide que z se extienda cada vez más bajo tierra.

Después de ubicar el nivel z de la ecuación anterior, los valores resultantes son

“suavizados” asegurando que el nivel de expansión final usado en el modelo varia en

el espacio, incluso en lugares donde no puede existir variaciones de profundidad (por

ejemplo, en la parte abrupta de las transiciones).

Análisis y aplicaciones de la formulación de Boussinesq, han demostrado que se

conservan con precisión las propiedades lineales y no lineales para números de ondas

de tiempo y profundidad kh 25, proporciona una disminución en profundidad para

kh 30, y da perfiles exactos de velocidades para kh 12. Por lo tanto para una amplia

gama de profundidades de agua el sistema se puede considerar como una

aproximación muy precisa al problema de Laplace para ondas reales no lineales.

El sistema de expresiones de derivadas parciales se resuelven por medio de

diferencias finitas y discretizaciones, de esta manera el modelo formulado por

Boussinesq, permite el movimiento de la batimetría del fondo marino con el fin de

simular tsunamis de dos y tres dimensiones causados por terremotos y deslizamientos

de tierra. La función ha sido simplificada en una y dos dimensiones generalizando la

condición cinemática de un fondo fijo a una profundidad que varía con respecto al

tiempo, lo que permite especificar arbitrariamente el espacio y tiempo.

Para validar el movimiento horizontal en la parte inferior, primero se debe considerar el

movimiento impulsivo donde las regiones empujan ascendente o descendentemente

al plano inicial inferior. Los resultados del modelo son comparables con resultados de

modelos analíticos y numéricos.



2.6.3.5. Modelación de tsunamis por Kowalik

Tomado de (National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA, 2005)

Ecuaciones fundamentales del modelo

Para realizar el estudio del tsunami, las ecuaciones necesarias y fundamentales del

modelo son las ecuaciones de movimiento y de continuidad representadas en

coordenadas esféricas y polares. Además se debe tener en cuenta el radio de la tierra

R=6370 km.

Las ecuaciones de movimiento vertical promedio en coordenadas esféricas son:

(

*

(

*

Donde, u es la velocidad en dirección (este a oeste), v es la velocidad en dirección

(norte a sur), es el nivel del mar, es el desplazamiento en el fondo, t es el tiempo,

g es la aceleración de gravedad, es la densidad del agua y D es la profundidad

focal. El coeficiente de Coriolis se tomo como . Los componentes no

lineales de velocidad de fricción en el fondo son:

√

√

El tamaño de la partícula en función del espacio, en dirección este-oeste, representa el

espacio a lo largo de los paralelos de latitud. A medida que dichos paralelos se



convierten en círculos muy pequeños cerca de los polos, la región geográfica debe ser

excluida.

Para comprender mejor la identificación del código numérico, el sistema se debe

basar en las formulas explicadas, en coordenadas esféricas. El cálculo se hace por

medio de una red escalonada como se muestra en laIlustración 2-25, la velocidad u

en las celdas esta denotada en las barras horizontales, la velocidad v en las celdas

esta denotada en las barras verticales. Los puntos del nivel del mar en la cuadricula se

indican con las cruces. El tamaño de la cuadricula a lo largo de la dirección este-oeste

esta denotada por . El índice j=1… representa el espacio a lo largo de

los paralelos de latitud, por lo tanto la distancia a lo largo de los paralelos se denota

como . A medida que los paralelos de latitudes se vuelven círculos muy pequeños

ceca de los polos, la región geográfica debe ser excluida o introducida en el cálculo a

través de una proyección diferente.

La cuadricula a lo largo de la dirección norte-sur esta denotada por . el

índice k representa el espacio a lo largo de los meridianos de longitud. La ubicación de

los puntos de la cuadricula en la esfera esta dad por las coordenadas j y k.

Los puntos u, v, están organizados en triplas por los triángulos amarillos. Los círculos

rojos y azules muestran los valores promedios. Los cuatro valores indicados por los

círculos azules, definen la velocidad promedio v en la ubicación de los puntos u.

Ilustración 2-25: Distribución espacial de a cuadricula en el sistema de coordenadas esféricas. (National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA, 2005)



2.6.3.6. Tunami N2

A continuación, tomado de un aparte de Inmamura et al (2006), se explica el modelo

Tunami-N2.

Tunami N2 es un programa de simulación numérica creado por la Universidad de

Tohoku (Japón) como parte del proyecto TIME (Tsunami Inundation Modeling

Exchange). El modelo se basa en las ecuaciones de movimiento no lineal de aguas

someras, integradas a la ecuación de continuidad sin tener en cuenta el efecto

Coriolis.

Modelación numérica

Los tsunamis de origen sísmico se estudian en este caso como terremotos de ondas

largas. En la teoría de estas ondas, la aceleración vertical de las partículas de agua es

insignificante en comparación con la aceleración de la gravedad, en consecuencia, el

movimiento vertical de las partículas de agua no tiene ningún efecto en la distribución

de presiones. Las ecuaciones de conservación de la masa y de momento en tres

dimensiones son mostradas a continuación

(

)

(

)

Donde x y y son los ejes horizontales y z es el eje vertical, t es el tiempo, h es la

profundidad del agua, perturbación en la superficie del mar, g es las aceleración

gravitacional, y . y son las velocidades en direcciones , es el esfuerzo

de corte normal o tangencial en dirección de i en el plano normal a j.



Para resolver el problema de propagación de indas se usan las ecuaciones de

condición de contorno. Las condiciones de dinámica y cinemática en la superficie y el

fondo son las siguientes:

Con las condiciones de dinámica y cinemática se obtienen las ecuaciones en dos

dimensiones, es decir la teoría de aguas someras:

(

)

(

*

√

(

*

(

)

√

∫

∫

Donde D es la profundidad de la columna de agua dada por y es la

profundidad promedio de la columna de agua (los valores negativos de h representan

la topografía del terreno); son los vectores promedio de

profundidad horizontal del volumen de flujo en dirección longitudinal X y latitudinal Y;

y corresponden a la velocidad correspondiente de las partículas de agua; es la

aceleración de la gravedad y es la rugosidad de Manning tomada con un valor

constante de 0.025. Las ecuaciones anteriores son entonces, las ecuaciones

fundamentales del modelo.



Modelo TUNAMI-N2

Los parámetros de entrada al modelo inician con los parámetros de dimensión, el

espacio de las celdas en función del tamaño y las medidas del tiempo, además de

estos es necesario tener las coordenadas de lo mareógrafos, y una batimetría de alta

resolución. Con estos datos de entrada el modelo se efectúan los procedimientos

necesarios de las ecuaciones fundamentales del modelo, por medio del método de

diferencias finitas aplicado en las expresiones de conservación de masa y momento.

Los resultados expuestos por el modelo se representan en varios archivos que

muestran el estado del océano en diferentes momentos y lugares, las elevaciones de

la superficie del agua en los lugares indicados, las velocidades de corriente en dichos

lugares, el nivel máximo de agua en cada celda, el mínimo nivel de agua en la celda

durante la simulación, y finalmente la altura de la ola para estos parámetros.

La ecuación de continuidad y las ecuaciones de movimiento se discretizan en un

esquema a diferencias finitas centrales denominado “salto de rana” (leapfrog). El

dominio de integración se discretiza mediante un conjunto de celdas anidadas de

diferente resolución espacial. Las celdas representan regiones del área de ruptura

en las que se va trasladando la solución de la simulación numérica, este traslado se

triplica cuando pasa de una celda inferior a una exterior es decir de una red de celdas

mas fina a una red de celdas más gruesa. (Lagos, Gutiérrez, 2005, pp. 8-10)

La modelación parte de la condición inicial del tsunami, el cual se determinar por

medio de la deformación instantánea de la superficie del océano que se asume como

la misma deformación vertical producida en el fondo marino. Es decir este modelo,

interpreta la ruptura sísmica donde se requieren conocer parámetros de rigidez, área

de ruptura y dislocación o desplazamiento de la falla. Los tsunamis de origen sísmico

se simulan por medio de la integración numérica de las ecuaciones de aguas poco

profundas (someras) por medio del método de las diferencias finitas. La modelación

de la inundación en las costas, se realiza por medio de una condición frontera. Todos

los procedimientos permiten determinar la deformación del terreno, las alturas de olas

del tsunami en la costa, el tiempo de arribo del tsunami, la obtención de los vectores

de velocidad de corriente y la generación de mareogramas sintéticos en puntos

específicos de la costa en estudio. (Lagos & Gutierrez, 2005).



3. BASES DE DATOS

3.1. RECOPILACIÓN DE DATOS

La recopilación de datos históricos de eventos de tsunamis y las consecuencias en las

costas es una parte importante para la investigación y mitigación de los tsunamis. A

través de la historia han ocurrido cientos de eventos de los cuales se han recopilado

datos de observaciones y previos estudios, además de publicaciones y catálogos para

regiones particulares donde la ocurrencia de este tipo de eventos es frecuente. Sin

embargo, algunos de estos catálogos tienen datos históricos de hace cientos de años

y la nueva información no está disponible. A pesar de esto eventos de hace 10 años o

más tienen la suficiente información disponible. Algunos de estos catálogos han sido

compilados y publicados en bases de datos de diferentes formatos y aproximaciones.

Las bases de datos realizadas en este trabajo contienen datos de 1953 eventos a nivel

mundial desde el año -2000 A.c. hasta el presente año, incluyendo una lista de

acontecimientos históricos y mediciones en los puntos de origen en todo el mundo.

Los eventos fueron obtenidos por medio de catálogos científicos, académicos, y de

fuentes mundiales y locales. De acuerdo al centro de investigación NOAA (National

oceanic and atmospheric administration) (2011), la distribución global de estos eventos

es de 63% en el Océano Pacifico, 21% en el Mar Mediterránea, 5% en el Océano

Atlántico, 4% en el Mar Cribe, 6% en el Océano Indico, y el 1% En El Mar Negro. Se

recopilaron alrededor de 15.000 mediciones de Run-ups, en ubicaciones donde se

observaron eventos del tsunami. La distribución mundial de estas mediciones de Run-

ups, es de de 82% en el Océano Pacífico, el 2% del Océano Atlántico, 2% en el Mar

Caribe ,4% en el Mediterráneo, un 9% en el Océano Índico, y menos del

1% en el Mar Rojo y el Mar Negro.

Los tsunamis han sido eventos existentes desde tiempos antiguos. Se han recopilado

eventos en mayor parte en Japón y la cuenca Mediterránea. El primer registro de

tsunami ocurrió en la costa de Siria en el año 2000 a.c. Desde el año 1900 se cuenta

con eventos en Japón, Perú, Chile, Nueva Guinea y las Islas Salomón, en su mayoría.

Sin embargo las regiones que más han sido afectadas por tsunamis están ubicadas

en toda la cuenca del pacifico. El Mediterráneo y el Mar Caribe, tiene pequeñas zonas

de subducción con una historia de tsunamis destructivos a nivel local. En el océano

Atlántico se han generado pocos tsunamis debido a que allí no existen zonas de

subducción en los límites de las placas.



3.2. BASE DE DATOS “EVENTOS HISTÓRICOS”

La base de datos consiste en dos partes principales: el catálogo de sismos

(generación del tsunami) y el catálogo de tsunamis (propagación e inundación) con los

parámetros básicos del evento, además de un catálogo de mediciones Run-up para

cada tsunami de origen sísmico. La base de datos se filtrara por dos parámetros

principales: causa del tsunami, validez del tsunami. Cada parámetro de la base de

datos se explicará brevemente.

Los catálogos fueron creados con base a la recopilación de datos de los siguientes

centros de información: Historical Tsunami Database (HTDB) y NOAA/WDC Tsunami

Event Database, NEIC/WDC for Seismology del USGS (U.S. Geophysical Survey); El

ISC (International Seismological Centre), incorpora en sus registros información de

National Earthquake Information Center (NEIC), the International Data Center forthe

Comprehensive Nuclear Test Ban Treaty (CTBT/IDC) en Austria, the Incorporated

Research Institutions for Seismology (IRIS) en Seattle, y la Federation of Digital

Seismograph Networks (FDSN),dentro de sus registros para las bases de datos.

3.2.1. Catálogo de sismos

La lista de los parámetros de origen del sismo incluye fecha (año, mes día) y hora

(hora, minuto, segundo), coordenadas de origen, ubicación geográfica (ciudad y

nombre), profundidad epicentral, mecanismo focal (ángulos strike, dip y rake), y

magnitudes del sismo (Ms, Mb, Mw,Ml, Mfa, Mmi).

3.2.2. Catálogo de tsunamis

El catálogo de tsunamis contiene una lista completa de eventos tsunamigenicos con

los parámetros básicos que describen el efecto del tsunami. Los eventos están

organizados por fecha y hora del suceso. Cada evento en la base de datos, incluye

fecha (año, mes día) y hora (hora, minuto, segundo) del origen del evento, ubicación

del origen del evento (latitud y longitud), magnitudes del tsunami (Abe, Iida y Soloviev),

máxima altura de la ola, numero de mediciones run-up disponible para el mismo

evento, número de muertos causados por el evento, población afectada y el daño

causado en dólares.

3.2.3. Parámetros de la base de datos

La lista de parámetros para la descripción del evento incluye las fases del tsunami de

generación, propagación e inundación incluyendo un catálogo adicional de mediciones



run-up para un mismo evento. Cada fase del evento incluye los principales parámetros

necesarios para la investigación los cuales serán explicados a continuación.

3.2.3.1. Generación

Validez del evento: validez del tsunami con valores de -1 a 4, la validez del

tsunami se indica mediante una clasificación numérica:

1: muy dudoso tsunami

2: tsunami cuestionable

3: probable tsunami

4: tsunami definitivo

Casusa del tsunami: causa del evento con valores de 0 a 11, la causa del


0: Indefinido

1: Sismo

2: probable sismo

3: sismo y deslizamiento

4: volcán y sismo

5: volcán, sismo y deslizamiento

6: volcán

7: volcán y deslizamiento

8: deslizamiento

9: meteorológico

10: explosión

11: evento astronómico

Fecha y hora: representa la fecha y hora de ocurrencia del evento, dada en

horario universal (meridiano de Greenwich). Los datos de años representados

con –(menos) son fechas antes de Cristo (A.c.).



Ciudad: ciudad de origen del tsunami.

Nombre: país, estado, provincia o isla donde ocurrió el origen del tsunami. Sin

embargo eventos previos a 1900 no tienen localizaciones instrumentales por lo

tanto su ubicación aproximada se basa en la longitud y latitud de la ciudad

donde se produjeron las mayores consecuencias del evento.

Latitud: coordenadas del origen del evento con valores validos entre -90 a 90.

Donde la latitud de 0 a 90 está ubicada en el hemisferio norte y de -90 a 0 en el

hemisferio sur. (eventos previos a 1900 no tienen localizaciones instrumentales

por lo tanto su ubicación aproximada se basa en la longitud y latitud de la

ciudad donde se produjeron las mayores consecuencias del evento)

Longitud: coordenadas del origen del evento con valores validos entre -180 a

180. Donde la longitud de 0 a 180 está ubicada en el hemisferio oriental y de -

180 a 0 en el hemisferio occidental. (eventos previos a 1900 no tienen

localizaciones instrumentales por lo tanto su ubicación aproximada se basa en

la longitud y latitud de la ciudad donde se produjeron las mayores

consecuencias del evento)

Longitud epicentral: Longitud del punto de la superficie de la tierra que está

encima del hipocentro, dada en kilómetros.

Longitud de falla: longitud de la falla dada en kilómetros

Mecanismo focal: Es la dirección del deslizamiento en un terremoto y la

orientación en la que este se presente entendido de acuerdo a tres ángulos

“Dip”, “strike” y “rake”. La orientación del plano de falla, el sentido de la

orientación de los bloques, y el tipo de falla generadora de un terremoto darán

la clasificación al mecanismo focal: normal, inverso o de rumbo.

Profundidad focal: profundidad del sismo dada en kilómetros (Km)

Magnitudes del sismo:

Las magnitudes del sismo se explican a continuación teniendo en cuenta que un

aumento de uno en magnitud representa un aumento de diez veces la amplitud de la

onda registrada. Sin embargo la liberación de energía en un terremoto asociada a un

incremento de magnitud de uno equivale alrededor de 30 veces de energía liberada.



Mw: magnitud de momento con valores válidos de 0 a 9.5. El momento se

puede estimar a partir de sismógrafo y mediciones geodésicas. La magnitud de

momento ofrece una estimación del tamaño del terremoto con escala

logarítmica.

Ms: magnitud de ondas superficiales con valores validos de 0 a 9.5. La

magnitud es una medida de la energía sísmica con escala logarítmica. Un

aumento de uno en magnitud representa un aumento de diez veces la amplitud

de la onda registrada.

Mb: magnitud de amplitud de ondas de cuerpo con valores validos de 0 a 9.5

La magnitud mb se basa en la amplitud de ondas de cuerpo con períodos

cercanos a 1.0 segundos. La magnitud es una medida de la energía sísmica

con escala logarítmica.

Ml: magnitud de Richter con valores validos de 0 a 9.5. la magnitud Ml se basa

en la máxima amplitud de un sismograma registrado en un sismógrafo de

torsión. Sin embargo estos instrumentos ya no son usados, los valores de Ml se

calculan por medio de instrumentos modernos con los ajustes apropiados.

Mfa: magnitud calculada en la zona de origen del sismo, usadas en los

terremotos ocurridos antes de la existencia de instrumentos sísmicos.

Unk: magnitud desconocida. El método de cálculo de la magnitud del sismo fue

desconocido y no se pudo determinar a partir de fuentes publicadas.

MMi: intensidad modificada de Mercalli con valores validos de 1 a 12 se da en

numerales romanos, sin embargo para la base de datos digital se convirtió a

números.

3.2.3.2. Propagación

Profundidad del mar: profundidad del mar dad en metros.

Periodo: periodo del evento dado en minutos.

Magnitudes del tsunami

Abe: magnitud del tsunami Abe, con valores validos de -5 a 10. Abe definió dos

amplitudes diferentes para el tsunami.



Iida: magnitud del tsunami definida por Iida, con valores validos de -5 A -10

Soloviev: intensidad del tsunami definida por Soloviev, con valores validos de -

5 a -10.

3.2.3.3. Inundación

Altura máxima de la ola (m): máxima altura de la ola sobre el nivel del mar para

cada evento, teniendo en cuenta el tipo de medición de altura “run-up”:

Mareógrafos: la mitad de la altura máxima de la ola del tsunami (menos de la

marea normal) registrada en la costa por un mareógrafo.

Medición en océano profundo: la mitad de la altura máxima de una ola del

tsunami registrada en el océano abierto por un sistema de registro de presión

en el fondo del lecho marino

Altura Run-up: máxima elevación que alcanza la ola en la máxima inundación.

Run-up: número total de mediciones Run-up asociadas a un evento de tsunami

en particular.

Inundación horizontal (m): distancia máxima horizontal de inundaciones tierra

adentro.

Muertes: descripción del número total de muertes por el tsunami y el origen del

evento. El número de muertos en la base de datos esta codificado por un

rango entre una escala de 0 a 4.

0: ninguna muerte

1: pocas (~1 a 50 muertes)

2: algunas (~51 a 100 muertes)

3: muchas (~101 a 1000 muertes)

4: demasiadas (~1001 o más muertes)

Población afectada: número de personas afectadas por el tsunami. El

número de personas afectadas en la base de datos esta codificado por un rango

entre una escala de 0 a 4.



0: ninguna muerte

1: pocas (~1 a 50 muertes)

2: algunas (~51 a 100 muertes)

3: muchas (~101 a 1000 muertes)

4: demasiadas (~1001 o más muertes)

Descripción del daño: millones de dólares de daños causados por el tsunami, la

descripción del daño se clasifico de acuerdo a una escala con valores de 0 a

4.

0: ninguno

1: limitado (corresponde aproximadamente a menos de 1 millón)

2: moderado (~$1 a $5 millones)

3: severo (~$5 a $24 millones)

4: extremo (~25 millones o más)

3.3. BASE DE DATOS “RUN-UPS”

3.3.1. Catálogo de Run-up

El catálogo de mediciones run-up, contiene los datos de alturas de ola observadas,

incluyendo nombre y ubicación geográfica de los sitios de observación del run-up. Este

catálogo re realizo exclusivamente para tsunamis de origen sísmico debido al enfoque

principal de la investigación. Para cada registro se incluye el nombre de la región,

coordenadas geográficas del sitio de observación o medición, tipo de medición

(mareógrafo, medición en profundidad del océano, testigo ocular, altura run-up, entre

otros), inundación horizontal, velocidad y periodo de la ola.



3.3.1.1. Parámetros base de datos run-up

Para el catálogo de Run-ups, se debe tener en cuenta que la base de datos tienen una

o varias mediciones run-up para un mismo evento, a continuación se explican los

principales parámetros de la base de datos realizada. (National Oceanic and

Atmospheric Administration NOAA, 2011)

Validez del evento: validez del tsunami con valores de -1 a 4, la validez del


1: muy dudoso tsunami

2: tsunami cuestionable

3: probable tsunami

4: tsunami definitivo

Casusa del tsunami: causa del evento con valores de 0 a 11, la causa del


0: Indefinido

1: Sismo

2: probable sismo

3: sismo y deslizamiento

4: volcán y sismo

5: volcán, sismo y deslizamiento

6: volcán

7: volcán y deslizamiento

8: deslizamiento

9: meteorológico

10: explosión

11: evento astronómico



Fecha y hora: representa la fecha y hora de ocurrencia del evento, dada en

horario universal (meridiano de Greenwich). Los datos de años representados

con –(menos) son fechas antes de Cristo (A.c.).

País: país de origen del tsunami.

Nombre: país, estado, provincia o isla donde ocurrió el origen del tsunami. Sin

embargo eventos previos a 1900 no tienen localizaciones instrumentales por lo

tanto su ubicación aproximada se basa en la longitud y latitud de la ciudad

donde se produjeron las mayores consecuencias del evento.

Distancia de la fuente (km): distancia desde el origen del evento hasta la

ubicación del Run-up.

Altura de la ola (m):máxima altura de la ola sobre el nivel del mar para cada

evento, teniendo en cuenta el tipo de medición de altura “run-up”:

Mareógrafos: la mitad de la altura máxima de la ola del tsunami (menos de la

marea normal) registrada en la costa por un mareógrafo.

Medición en océano profundo: la mitad de la altura máxima de una ola del

tsunami registrada en el océano abierto por un sistema de registro de presión

en el fondo del lecho marino

Altura Run-up: máxima elevación que alcanza la ola en la máxima inundación.

Periodo: cuando el dato está disponible, representa el periodo del primer ciclo

del evento. dado en minutos.

Tiempo de viaje: el tiempo de viaje en horas y minutos que toma la ola inicial

del tsunami en viajar desde el origen hasta la ubicación de los efectos.

Inundación horizontal: máxima distancia horizontal de inundación en la costa,

dada en metros.



4. CORRELACIONES MULTIVARIADAS

En este capítulo se harán las correlaciones de los parámetros recopilados en la base

de datos, teniendo en cuenta diferentes factores. Debido a que se analizaran los

tsunamis generados por fuente sísmica las correlaciones deben tener una gran

proporción de parámetros que caractericen debidamente la fuente. Además, se deben

establecer cuales parámetros serán eliminados debido a su poca importancia en el

proceso o a la cantidad de datos disponibles que se tenga de cada uno; Por último, se

harán sub grupos de cada parámetro, para generar correlaciones más detalladas que

muestren un comportamiento más acertado del proceso.

4.1. METODOLOGÍA

4.1.1. Parámetros

Los parámetros se definieron para el caso de tsunami de origen sísmico únicamente,

debido a que es el comportamiento representativo para la zona del pacifico

Colombiano. El listado de los posibles parámetros a emplear para cada fase del

proceso: generación, propagación e inundación, se presenta a continuación:

4.1.1.1. Generación:

Magnitud: (Ms, Mw, Mb).

Mecanismo Focal: (Inverso, Normal, Rumbo).

Longitud de Falla.

Longitud de Ruptura.

Longitud Epicentral.

Hipocentro.

4.1.1.2. Propagación:

Profundidad del mar.

Altura de la ola.

Periodo de la ola.

Velocidad de la ola.



4.1.1.3. Inundación:

Altura máxima de la ola.

Altura Run-up.

Inundación Horizontal

Pendiente de la costa.

Más adelante se explicara cuáles de estos parámetros supuestos se pudieron

recopilar, como se le dio solución a los que no se encontraron y cuales se

descartaron.

4.1.2. Datos

En la Base de datos “Eventos históricos” se tienen 1953 eventos registrados, los

cuales son por causa de diferentes procesos (Sismo, Volcán, Deslizamiento,

Tormenta, entre otros) y a su vez una mezcla de estos grupos (sismo-deslizamiento,

sismo-volcán, etc.) como ya se mencionó en el capítulo3.

El primer filtro que se hizo en los datos históricos fue conservar únicamente los

eventos de validez 3 y 4 (probable tsunami y tsunami definitivo respectivamente), de

esta forma se busca mayor confianza en el análisis estadístico y en las correlaciones.

El segundo filtro que se le aplicó a la base de datos fue la causa del tsunami,

escogiendo únicamente aquellos eventos de causa tipo uno (1), es decir solo sismo,

descartando las otras causas ya mencionadas en el capítulo (3.2.3), debido a que las

diferentes componentes de éstos, pueden alterar la relación entre datos(Numeral

3.2.3.1); a continuación en la Ilustración 4-1se muestra algunos parámetros y algunos

eventos de la base de datos realizada.

Así mismo, de la base de datos “Run-Ups” se escogieron dentro de los 15450 datos,

que comprendían 8 tipos de mediciones diferentes (3.3.1.1); únicamente las

mediciones de Testigo ocular, Instrumento Profundo, Mareómetro e Inspección post

tsunami Run-Up; a continuación en la Ilustración 4-2 se muestra un ejemplo de la base

de datos “Run-Ups”.



Ilustración 4-1: Ejemplo de parámetros y eventos base de datos “Eventos Históricos”.



Ilustración 4-2: Ejemplo de mediciones y eventos base de datos “Run-Ups”.



Después de haber aplicado los filtros de la base de datos “Eventos Históricos” se

obtuvieron 937 eventos en la base de datos histórica con las características

anteriormente mencionadas; posteriormente se buscó en la base de datos “Run-Ups”

los números de identificación de los eventos (ID), pero únicamente de los cuatro tipos

de mediciones nombradas anteriormente, posteriormente se cruzaron los ID de ambas

bases de datos de manera que solo quedaran mediciones de aquellos eventos que se

encontraban dentro de los 937 escogidos; descartando de esta manera las mediciones

de eventos por causas ajenas a esta investigación.

Por último, Se unificaron los Datos de la base de datos “Eventos Históricos” y la base

de datos “Run-ups”, obteniendo un archivo compilado entre el tipo de medición con

sus respectivos datos y el sismo que había causado el tsunami con los parámetros

importantes del mismo, para cada medición. Obteniendo como resultado 3541 datos,

habiendo eliminado cualquier medición que no contara con el total de los parámetros

completos.

4.2. MÉTODOS ESTADÍSTICOS

Análisis de varianza (ANOVA)

Según Evans (2007), el análisis de varianza determina si la variación debido a un

factor particular es significativamente grande con respecto al error. El ANOVA simple,

analiza dos variables: Y llamada variable de respuesta y F llamada variable categórica

o factor, y determina si estas variables son independientes es decir, si existe relación

significativa entre ellas o si por el contrario existen diferencias significativas en uno u

otro valor, o si el factor influye en la variable de respuesta. (Evans, 2007)

Las variables de respuesta proporcionan las estadísticas básicas de regresión, el

coeficiente de correlación R, R2, R2 ajustado, el error estándar y el tamaño de la

muestra

Si se tiene una muestra Y y una muestra f, considerando que el factor F tiene k valores

posibles, se representan por medio de , y se denominan niveles del factor,

entonces se plantea la siguiente hipótesis:



Donde representan las medias correspondientes a cada nivel del factor es

decir, los coeficientes de regresion. Si se acepta se dice que la media de Y es la

misma independiente del valor del factor, por lo tanto Y y F son independientes. La

media de todos los datos se llama media global, .

Contrastando , se utilizara la noción de variabilidad que coincide con la dispersión.

Para medir la variabilidad de los datos (donde el subíndice , indica el nivel de

factor al que pertenece el dato, y el índice el orden que ocupa el dato dentro de los

tomados en ese nivel) se realiza una suma de cuadrados totales SCT, y se

descompone en una suma de cuadrados residuales SCR, además de la suma de

cuadrados explicada SCE, esta ultima relación las diferencias entre la media de cada

factor y la media global, cumpliendo la siguiente expresión:

∑ ∑ ∑

De acuerdo a esto SCE será pequeña frente a SCT, esta relación se llama porcentaje

de variabilidad explicada (

) , si este porcentaje no es demasiado alto es

aceptado, sin embargo, si es suficientemente alto, entonces se interpretara afirmando

que el factor introducido realmente explica las diferencias entre los valores de la

variable Y, por lo tanto existe una relación entre Y y F, por lo cual es falsa. Esto

implica que todas las son distintas entre si o simplemente una de ellas es diferente

de las demás.

Las diferencias que aparecen entre los datos y que no son explicadas por el factor

introducido son consideradas al azar. Teniendo en cuenta esto, se denomina error

experimental a la parte de variabilidad de datos debidos al azar, estimado mediante la

raíz cuadrada de la suma de cuadrados medios que aparecen en el análisis de

varianza.

En el modelo de análisis de varianza se supone que cada observación se puede

expresar como:



Donde los valores son los residuos y son simplemente la desviación entre la

predicción del modelo y el valor actual para cada observación. Los efectos se calculan

por medio de la siguiente expresión:

En un modelo de regresión lineal simple con una variable explicativa, la suma total de

los cuadrados ∑ , tiene n-1 grados de libertad porque se estima la

media. Tiene un grado de libertad porque este es una variable independiente.

Esto deja n-2 grados de libertad para . Entonces

representa la varianza

entre las observaciones explicativas de la regresión, mientras que

representa la varianza restante. El cociente entre y dará como resultado la

estadística F.

El análisis de varianza y otro tipo de información estadística para el análisis de

regresión puede ser obtenido por medio de la herramienta de regresión de Excel.

Regresión lineal múltiple

Un modelo de regresión con más de una variable independiente es llamado modelo de

regresión múltiple. Este modelo es idéntico al modelo de regresión lineal simple, la

única diferencia es que aparecen más variables explicativas.

Un modelo de regresión lineal múltiple tiene la forma:

Donde es la variable dependiente, son las variables independientes,

son los coeficientes de regresión para las variables independientes y es el

error.

Similar a la regresión lineal simple, se estiman los coeficientes de regresión parcial

para predecir los valores de la variable dependiente.

Los coeficientes de regresión parcial , representan el cambio en la

variable dependiente cuando la variable independiente asociada incrementa una

unidad mientras los valores de todas las variables independientes se mantienen

constantes.



Como la regresión lineal simple, la regresión lineal múltiple usa menos cuadrados para

estimar los interceptos y los coeficientes de pendientes que minimizan la suma de los

términos de error sobre todas las observaciones.

La herramienta de regresión de Excel permite realizar la regresión lineal múltiple,

especificando todo el rango de los datos de variables independientes. Los resultados

de la regresión son los mismos que para una relación lineal simple, R múltiple, el

coeficiente de correlación múltiple, el coeficiente de correlación múltiple, y el R2, y el

coeficiente de determinación múltiple.

Igual que en la regresión lineal simple, explicado anteriormente se plantean las

siguientes hipótesis:

La hipótesis nula, plantea que no existe relación lineal entre la variable dependiente y

cualquiera de las variables independientes, mientras que la segunda hipótesis plantea

que la variable dependiente tiene una relación lineal con al menos una variable

independiente. Si la hipótesis nula es rechazada no se puede concluir una relación

existente entre cada variable independiente individual. La prueba es idéntica a la

regresión lineal simple, la estadística F se calcula como , solo que este

modelo tiene k y n-k-1, grados de libertad.

4.3. APLICACIÓN

Las correlaciones se harán de forma discriminante, es decir se aplicara la regresión

lineal múltiple para cada tipo de medición (testigo ocular, mareómetro y instrumento

profundo) diferenciando en la zona de generación el mecanismo focal (inverso, normal

y rumbo) y la magnitud (Mw y Ms).

Por lo cual, por cada correlación que se haga, entendiendo ésta como el análisis de

una cantidad de parámetros determinada, se obtendrán seis (6) ecuaciones diferentes

así: Inverso-Mw, Inverso-Ms, Normal-Mw, Normal-Ms, Rumbo-Mw y Rumbo-Ms; todo

esto para cada uno de los tres tipos de mediciones de altura de la ola los cuales se

muestran en la Ilustración 4-3.



Ilustración 4-3: Sectores de mediciones de altura de la ola.

Donde el sector uno es muy alejado de la costa y la profundidad del mar es muy

grande, en contraste está el sector dos donde la profundidad del mar no decrece de

manera rápida mientras en relación con la costa (menor a 300 metros), por último está

el sector tres en el cual se da la ruptura de la ola y el comienzo de la inundación a la

costa.

Los parámetros que se utilizaron para las correlaciones están descritos en los

capítulos 3.2.3 y 3.3.1.1



5. CORRELACIÓN DE PROPAGACIÓN TIPO 1

5.1. SELECCIÓN DE PARÁMETROS

Debido a que de los parámetros pensados al principio del proyecto para el desarrollo

de las correlaciones (mencionados en la sección de parámetros) no fueron totalmente

completados, se inició con una correlación la cual llamaremos “correlación 1”, que

cuenta con los siguientes parámetros.

5.1.1. Generación:

Magnitud: (Ms, Mw).


Distancia Epicentral. (DE)

Profundidad del sismo. (PS)

5.1.2. Propagación:

Altura de la ola. (Instrumento profundo, Mareómetro, Testigo Ocular)

La correlación se hizo buscando la forma fácil de simplificar el análisis de este

proceso, para así, poder construir graficas de dos variables para determinar la altura

de la ola. Por esta razón se generó un nuevo parámetro llamado distancia hipocentral

(DH), la cual depende de la profundidad del sismo y de la distancia epicentral

directamente.

Ecuación 5-1: Definición de Distancia Hipocentral.

√

√

Ahora bien, la altura de la ola h, es la variable dependiente de la magnitud e

indirectamente de la distancia epicentral y la profundidad del sismo. Generando una

regresión de dos grados de libertad.

De acuerdo a lo anterior, se le aplico la regresión lineal múltiple a los siguientes

parámetros, los cuales se presentan con su respectivo análisis estadístico descriptivo.



5.2. ESTADÍSTICA DESCRIPTIVA.

A continuación, se muestra la estadística descriptiva de los datos utilizados para

generar la correlación 1.

5.2.1. Sector 1

Tabla 5-1: Estadística descriptiva Mecanismo Focal Inverso -- Sector 1 – Correlación 1.

INVERSO

PARAMETROS ALTURA DE LA OLA (m) MS MW DISTANCIA HIPOCENTRAL (Km)

Media 0.061 7.956 8.181 3725.718

Error típico 0.016 0.132 0.132 1086.719

Mediana 0.040 7.900 7.900 1512.944

Moda 0.040 8.500 8.800 #N/A

Desviación estándar 0.063 0.529 0.528 4346.876

Varianza de la muestra 0.004 0.280 0.279 18895334.325

Curtosis 4.487 -1.888 -1.999 1.401

Coeficiente de asimetría 2.179 -0.087 0.275 1.446

Rango 0.230 1.300 1.200 14558.890

Mínimo 0.010 7.200 7.600 377.127

Máximo 0.240 8.500 8.800 14936.018

Suma 0.970 127.300 130.900 59611.491

Cuenta 16.000 16.000 16.000 16.000

Mayor (1) 0.240 8.500 8.800 14936.018

Menor(1) 0.010 7.200 7.600 377.127

Nivel de confianza (95.0%) 0.033 0.282 0.281 2316.287

Tabla 5-2: Estadística descriptiva Mecanismo Focal Normal – Sector 1 -Correlación 1.

NORMAL


Media 0.028 8.033 7.933 2588.586

Error típico 0.006 0.088 0.088 1312.481

Mediana 0.025 8.100 8.000 1442.128

Moda 0.020 8.100 8.000 #N/A



Curtosis -0.859 5.357 5.357 5.322

Coeficiente de asimetría 0.418 -2.248 -2.248 2.277

Rango 0.040 0.600 0.600 8297.001

Mínimo 0.010 7.600 7.500 747.017

Máximo 0.050 8.200 8.100 9044.018

Suma 0.170 48.200 47.600 15531.517

Cuenta 6.000 6.000 6.000 6.000

Mayor (1) 0.050 8.200 8.100 9044.018

Menor(1) 0.010 7.600 7.500 747.017




Tabla 5-3: Estadística descriptiva Mecanismo Focal de Rumbo – Sector 1 -Correlación 1.

NORMAL


Media 0.028 8.033 7.933 2588.586

Error típico 0.006 0.088 0.088 1312.481

Mediana 0.025 8.100 8.000 1442.128

Moda 0.020 8.100 8.000 #N/A



Curtosis -0.859 5.357 5.357 5.322


Rango 0.040 0.600 0.600 8297.001

Mínimo 0.010 7.600 7.500 747.017

Máximo 0.050 8.200 8.100 9044.018

Suma 0.170 48.200 47.600 15531.517

Cuenta 6.000 6.000 6.000 6.000

Mayor (1) 0.050 8.200 8.100 9044.018

Menor(1) 0.010 7.600 7.500 747.017


5.2.2. Sector 2

Tabla 5-4: Estadística descriptiva Mecanismo Focal Inverso – Sector 2 – Correlación 1.

INVERSO


Media 0.208 7.620 7.805 4950.415

Error típico 0.006 0.014 0.014 120.277

Mediana 0.120 7.700 7.900 3662.036

Moda 0.050 7.700 7.700 160.312



Curtosis 34.581 3.080 1.931 -0.144


Rango 3.850 3.400 3.800 18412.618

Mínimo 0.000 5.100 5.200 18.439

Máximo 3.850 8.500 9.000 18431.057

Suma 369.850 13548.200 13854.200 8801837.384

Cuenta 1778.000 1778.000 1775.000 1778.000

Mayor (1) 3.850 8.500 9.000 18431.057

Menor(1) 0.000 5.100 5.200 18.439




Tabla 5-5: Estadística descriptiva Mecanismo Focal Normal – Sector 2 – Correlación 1.

NORMAL


Media 0.149 7.606 7.615 3739.206

Error típico 0.010 0.037 0.029 197.580

Mediana 0.110 8.000 8.000 2429.025

Moda 0.050 8.100 8.000 1083.362



Curtosis 75.074 0.990 -0.342 0.388


Rango 2.150 2.800 2.400 15922.151

Mínimo 0.010 5.400 5.800 53.852

Máximo 2.160 8.200 8.200 15976.003

Suma 42.150 2152.400 2155.100 1058195.411

Cuenta 283.000 283.000 283.000 283.000

Mayor (1) 2.160 8.200 8.200 15976.003

Menor(1) 0.010 5.400 5.800 53.852


Tabla 5-6: Estadística descriptiva Mecanismo Focal Rumbo – Sector 2 – Correlación 1.

RUMBO


Media 0.332 7.884 8.059 2841.014

Error típico 0.029 0.049 0.053 184.599

Mediana 0.175 8.100 8.300 1323.074

Moda 0.070 8.100 9.000 60.877



Curtosis 13.233 -0.391 -0.749 -0.654


Rango 3.240 2.500 2.900 11089.364

Mínimo 0.010 6.200 6.100 11.662

Máximo 3.250 8.700 9.000 11101.026

Suma 87.720 2081.400 2135.700 750027.593

Cuenta 264.000 264.000 265.000 264.000

Mayor (1) 3.250 8.700 9.000 11101.026

Menor(1) 0.010 6.200 6.100 11.662




5.2.3. Sector 3

Tabla 5-7:Estadística descriptiva Mecanismo Focal Inverso – Sector 3 – Correlación 1.

INVERSO


Media 3.498 7.644 7.733 264.129

Error típico 0.260 0.017 0.018 25.223

Mediana 2.100 7.700 7.700 133.154

Moda 1.000 7.700 7.700 83.522



Curtosis 46.053 4.868 4.841 141.310


Rango 53.950 3.000 3.200 7489.141

Mínimo 0.050 5.500 5.600 10.000

Máximo 54.000 8.500 8.800 7499.141

Suma 1364.400 2981.100 3015.700 103010.320

Cuenta 390.000 390.000 390.000 390.000

Mayor (1) 54.000 8.500 8.800 7499.141

Menor(1) 0.050 5.500 5.600 10.000


Tabla 5-8: Estadística descriptiva Mecanismo Focal Normal –Sector 3 – Correlación 1.

NORMAL


Media 3.390 6.881 7.162 155.112

Error típico 0.822 0.085 0.095 33.486

Mediana 1.370 6.900 7.100 84.758

Moda 1.000 6.900 7.100 52.154



Curtosis 8.185 0.596 -0.427 20.311


Rango 23.930 2.500 2.400 1197.134

Mínimo 0.450 5.500 5.800 11.000

Máximo 24.380 8.000 8.200 1208.134

Suma 125.430 254.600 265.000 5739.148

Cuenta 37.000 37.000 37.000 37.000

Mayor (1) 24.380 8.000 8.200 1208.134

Menor(1) 0.450 5.500 5.800 11.000





RUMBO


Media 4.702 7.283 7.439 99.558

Error típico 1.556 0.122 0.141 32.950

Mediana 2.390 7.600 7.900 36.878

Moda 1.000 7.600 7.900 36.878



Curtosis 18.765 3.155 0.086 9.171


Rango 49.960 3.900 3.700 837.340

Mínimo 0.040 4.800 5.300 10.000

Máximo 50.000 8.700 9.000 847.340

Suma 164.560 254.900 245.500 3484.539

Cuenta 35.000 35.000 33.000 35.000

Mayor (1) 50.000 8.700 9.000 847.340

Menor(1) 0.040 4.800 5.300 10.000


En los tres sectores con los diferentes mecanismos focales, las magnitudes Mw y Ms

tienen valores que oscilan entre un valor mínimo de 4.8 y un máximo de 9 con una

gran parte de datos con valores cercanos a 8, lo cual cubre el rango amplio y

significativo, debido a que magnitudes menores a 4.5 son sismos casi imperceptibles.

Los valores de distancia hipocentral oscilan entre un valor mínimo de 10 km, y uno

máximo de 18431 km, este último valor de distancia es equivalente para tsunamis

transoceánicos. Los datos de altura de ola cambian en los tres sectores, ya que este

parámetro se va amplificando, por lo que no se puede dar un rango general para los

tres sectores.

5.3. REGRESIÓN LINEAL MÚLTIPLE.

A los datos anteriores se les aplico la regresión lineal múltiple, manejando como

variable dependiente la altura de la ola y como variables independientes la magnitud

del sismo (Mw y Ms) y la distancia hipocentral; como se muestra en la Ecuación 5-1.

Ecuación 5-2: Ecuación General Correlación 1.



5.3.1. Para sismos en la escala de magnitud Ms.

5.3.1.1. Sector 1

Los resultados se presentan en la Tabla 5-10 y la Tabla 5-11.

Tabla 5-10: Coeficientes de los parámetros – Ms – Sector 1 -Correlación 1.

MECANISMO FOCAL MS DISTANCIA HIPOCENTRAL (km)

INVERSO 0.006 0.0000031555

NORMAL 0.004 -0.0000015267

RUMBO 0.043 -0.0000596917

Tabla 5-11: Estadísticas de la regresión Ms – Sector 1 -Correlación 1.

MECANISMO FOCAL

Coeficiente de correlación múltiple

Coeficiente de determinación R^2

R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.745 0.555 0.451 0.061

NORMAL 0.920 0.847 0.559 0.015

RUMBO 0.652 0.425 0.327 0.302

Dados los resultados anteriores se puede ensamblar la Ecuación 5-3,Ecuación 5-4 y

Ecuación 5-5.

Ecuación 5-3: Altura de la ola para mecanismo focal Inverso -Ms – Sector 1 -Correlación 1.

Ecuación 5-4: Altura de la ola para mecanismo focal Normal -Ms – Sector 1 -Correlación 1.

Ecuación 5-5:Altura de la ola para mecanismo focal de Rumbo -Ms – Sector 1 -Correlación 1.

Donde h es la altura de la ola en metros (m), Ms es la magnitud y DH es la distancia

Hipocentral en kilómetros (km).

5.3.1.2. Sector 2




Tabla 5-12: Coeficientes de los parámetros – Ms - sector 2 – Correlación 1.


INVERSO 0.035 -0.0000111444

NORMAL 0.021 -0.0000035634

RUMBO 0.041 0.0000058938

Tabla 5-13: Estadísticas de la regresión – Ms – Sector 2 – Correlación 1.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.645 0.417 0.416 0.258

NORMAL 0.673 0.453 0.448 0.166

RUMBO 0.609 0.370 0.364 0.453


Ecuación 5-8.

Ecuación 5-6: Altura de la ola para mecanismo focal Inverso – Ms – Sector 2 – Correlación 1.

Ecuación 5-7: Altura de la ola para mecanismo focal Normal – Ms – Sector 2 – Correlación 1.

Ecuación 5-8: Altura de la ola para mecanismo focal de Rumbo – Ms – Sector 2 – Correlación 1.



5.3.1.3. Sector 3

Los resultados se presentan en la Tabla 5-14 y la

Tabla 5-15.

Tabla 5-14: Coeficientes de los parámetros – Ms – Sector 3 – Correlación 1.


INVERSO 0.482 -0.0007558915

NORMAL 0.505 -0.0004129364

RUMBO 0.716 -0.0006853106



Tabla 5-15: Estadísticas de la regresión – Ms – Sector 3 – Correlación 1.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.565 0.319 0.315 5.133

NORMAL 0.571 0.326 0.278 5.050

RUMBO 0.458 0.210 0.155 9.356


Ecuación 5-11.






5.3.2. Para sismos en la escala de magnitud Mw.

5.3.2.1. Sector 1


Tabla 5-16: Coeficientes de los parámetros – Mw – Sector 1 -Correlación 1.

MECANISMO FOCAL MW DISTANCIA HIPOCENTRAL (km)

INVERSO 0.006 0.0000030421

NORMAL 0.004 -0.0000015282

RUMBO 0.043 -0.0000621763



Tabla 5-17: Estadísticas de la regresión Mw – Sector 1 -Correlación 1.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.747 0.558 0.455 0.061

NORMAL 0.921 0.847 0.559 0.015

RUMBO 0.659 0.435 0.337 0.300

Dados los resultados anteriores se puede ensamblar la Ecuación 5-12, Ecuación 5-13

y Ecuación 5-14.

Ecuación 5-12: Altura de la ola para mecanismo focal Inverso -Mw – Sector 1 -Correlación 1.

Ecuación 5-13: Altura de la ola para mecanismo focal Normal -Mw – Sector 1 -Correlación 1.

Ecuación 5-14:Altura de la ola para mecanismo focal de Rumbo -Mw – Sector 1 -Correlación 1.

Donde h es la altura de la ola en metros (m), Mw es la magnitud y DH es la distancia


5.3.2.2. Sector 2

Los resultados se presentan en la Tabla 5-18 y Tabla 5-19

Tabla 5-18: Coeficientes de los parámetros – Mw - sector 2 – Correlación 1.


INVERSO 0.035 -0.0000117480

NORMAL 0.021 -0.0000029570

RUMBO 0.041 0.0000049539

Tabla 5-19: Estadísticas de la regresión – Mw – Sector 2 – Correlación 1.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.647 0.419 0.418 0.258

NORMAL 0.671 0.450 0.444 0.167

RUMBO 0.611 0.374 0.368 0.451




y Ecuación 5-17.






5.3.2.3. Sector 3

Los resultados se presentan en la Tabla 5-20 y Tabla 5-21.

Tabla 5-20: Coeficientes de los parámetros – Mw – Sector 3 – Correlación 1.


INVERSO 0.479 -0.0007877120

NORMAL 0.494 -0.0006711145

RUMBO 0.736 -0.0007397373

Tabla 5-21: Estadísticas de la regresión – Mw – Sector 3 – Correlación 1.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.568 0.322 0.318 5.121

NORMAL 0.576 0.331 0.284 5.030

RUMBO 0.463 0.215 0.157 9.618


y Ecuación 5-20.








5.4. ANÁLISIS DE DATOS

Si se analiza las estadísticas de la regresión se ve que en el primer sector se tienen

los más altos coeficientes de correlación múltiple, después le sigue el segundo y tercer

sector respectivamente.

El primer sector es el que menos datos presenta para la regresión múltiple, se puede

decir que es la zona que menos confiabilidad tiene en el análisis, ya que su muestra

no es muy representativa comparada con los otros dos sectores. Sin embargo para

este tipo de procesos cualquier dato es fundamental ya que se está hablando de

eventos que ocurren muy esporádicamente y su registro en cuanto a mediciones no se

ha acabado de perfeccionar, si bien esta práctica comenzó de la mitad del siglo XX,

puede ser que los pocos datos que se tienen expresen todos los eventos registrados

en los últimos 50 años, teniendo en cuenta que estos sistemas de alerta y control solo

está al alcance de países desarrollados.

Lo anterior sugiere, por un lado que es el sector que menos datos tiene, pero a su vez

es el de mejor precisión en la medida de altura de la ola entre las tres mediciones,

debido a que es una medida real, medida por las boyas instrumentadas o llamados

instrumentos de medición profunda.

Así mismo, el sector dos (mareómetro) es un instrumento que mide la altura de la ola

con gran precisión, del cual se tienen mucho más datos registrados que la boya, es

por esto que se hace más confiable el análisis. En cuanto al sector tres (testigo ocular)

se tiene muy buena cantidad de datos, ya que es la forma más antigua de estimar la

altura de la ola, sin embargo este parámetro tiene mucha incertidumbre, ya que el ojo

humano no es de gran precisión y si a esto se le suma el pánico del momento,

distancia del observador, entre otros muchos parámetros que afectan la medida real,

se puede decir que no es favorable incluirlo en la regresión, pero al ser la única

medida cercana que nos puede decir la amplificación de la ola en la costa, fue

imperativo incluirlo.

Entre parámetros de magnitud (Ms y Mw) la diferencia es mínima dando como

resultado casi el mismo coeficiente de parámetro y error típico, lo cual se puede ver

representado en la Grafica 5-1 y Grafica 5-2.



Grafica 5-1: Medición Mareómetro, Mecanismo focal inverso para todas las magnitudes Ms.

Grafica 5-2: Medición Mareómetro, Mecanismo focal inverso para todas las magnitudes Mw.

Después de analizar esta primera regresión multivariada, se propuso una segunda

correlación, con el objetivo de incrementar la correlación entre parámetros y disminuir

el error típico que presento cada ecuación de ajuste.

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

4

4.5

0 5000 10000 15000 20000

Alt

ura

de

la O

la (

m)

Distancia Hipocentral (Km)

INVERSO MS (TODOS)

Base de datos

Correlacion 1

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

4

4.5

0 5000 10000 15000 20000

Alt

ura

de

la O

la (

m)


INVERSO MW (TODOS)

Base de datos

Correlacion 1



6. CORRELACIÓN DE PROPAGACIÓN TIPO 2.


Debido a que de los parámetros utilizados en la “correlación 1”, no dieron un ajuste

muy adecuado, se trabajó con una correlación la cual llamaremos “correlación 2”, que

cuenta con los siguientes parámetros.

6.1.1. Generación:

Magnitud: (Ms, Mw).





Altura de la ola. (Instrumento profundo, Mareómetro, Testigo Ocular).

La correlación se hizo modificando el parámetro descrito en la Ecuación 5-1: Definición

de Distancia Hipocentral. Por esta razón se generó un nuevo parámetro llamado

logaritmo de la distancia hipocentral (LogDH), el cual depende de la profundidad del

sismo y de la distancia epicentral directamente, pero está afectado por la función

logaritmo.

Ecuación 6-1: Definición de Logaritmo de la Distancia Hipocentral.

√

Donde DE es la Distancia epicentral en kilómetros (km) y PS es la profundidad del

sismo en kilómetros (km).

Ahora bien, la altura de la ola h, es la variable dependiente de la magnitud e

indirectamente de la longitud epicentral y la profundidad del sismo. Generando una

regresión de dos grados de libertad.








6.2.1. Sector 1


INVERSO

PARAMETROS ALTURA DE LA OLA (m) MS MW LOG DISTANCIA HIPOCENTRAL (Km)

Media 0.061 7.956 8.181 3.286

Error típico 0.016 0.132 0.132 0.130

Mediana 0.040 7.900 7.900 3.173

Moda 0.040 8.500 8.800 #N/A



Curtosis 4.487 -1.888 -1.999 -1.279

Coeficiente de asimetría 2.179 -0.087 0.275 0.391

Rango 0.230 1.300 1.200 1.598

Mínimo 0.010 7.200 7.600 2.576

Máximo 0.240 8.500 8.800 4.174

Suma 0.970 127.300 130.900 52.576

Cuenta 16.000 16.000 16.000 16.000

Mayor (1) 0.240 8.500 8.800 4.174

Menor(1) 0.010 7.200 7.600 2.576



NORMAL


Media 0.028 8.033 7.933 3.218

Error típico 0.006 0.088 0.088 0.167

Mediana 0.025 8.100 8.000 3.130

Moda 0.020 8.100 8.000 #N/A



Curtosis -0.859 5.357 5.357 1.866


Rango 0.040 0.600 0.600 1.083

Mínimo 0.010 7.600 7.500 2.873

Máximo 0.050 8.200 8.100 3.956

Suma 0.170 48.200 47.600 19.308

Cuenta 6.000 6.000 6.000 6.000

Mayor (1) 0.050 8.200 8.100 3.956

Menor(1) 0.010 7.600 7.500 2.873





RUMBO


Media 0.215 8.056 8.261 3.182

Error típico 0.075 0.141 0.164 0.068

Mediana 0.025 7.600 7.900 3.148

Moda 0.010 8.700 9.000 #N/A



Curtosis 2.245 -2.130 -2.015 0.084

Coeficiente de asimetría 1.717 0.195 0.091 0.545

Rango 1.070 1.400 1.600 1.057

Mínimo 0.010 7.300 7.400 2.734

Máximo 1.080 8.700 9.000 3.791

Suma 3.870 145.000 148.700 57.270

Cuenta 18.000 18.000 18.000 18.000

Mayor (1) 1.080 8.700 9.000 3.791

Menor(1) 0.010 7.300 7.400 2.734


6.2.2. Sector 2


INVERSO


Media 0.208 7.620 7.805 3.298

Error típico 0.006 0.014 0.014 0.017

Mediana 0.120 7.700 7.900 3.564

Moda 0.050 7.700 7.700 2.205



Curtosis 34.581 3.080 1.931 -0.970

Coeficiente de asimetría 4.459 -1.236 -1.001 -0.521

Rango 3.850 3.400 3.800 3.000

Mínimo 0.000 5.100 5.200 1.266

Máximo 3.850 8.500 9.000 4.266

Suma 369.850 13548.200 13854.200 5863.815

Cuenta 1778.000 1778.000 1775.000 1778.000

Mayor (1) 3.850 8.500 9.000 4.266

Menor(1) 0.000 5.100 5.200 1.266





NORMAL


Media 0.149 7.606 7.615 3.345

Error típico 0.010 0.037 0.029 0.030

Mediana 0.110 8.000 8.000 3.385

Moda 0.050 8.100 8.000 3.035



Curtosis 75.074 0.990 -0.342 -0.027


Rango 2.150 2.800 2.400 2.472

Mínimo 0.010 5.400 5.800 1.731

Máximo 2.160 8.200 8.200 4.203

Suma 42.150 2152.400 2155.100 946.608

Cuenta 283.000 283.000 283.000 283.000

Mayor (1) 2.160 8.200 8.200 4.203

Menor(1) 0.010 5.400 5.800 1.731



RUMBO


Media 0.332 7.884 8.059 3.011

Error típico 0.029 0.049 0.053 0.048

Mediana 0.175 8.100 8.300 3.122

Moda 0.070 8.100 9.000 1.784



Curtosis 13.233 -0.391 -0.749 -0.877


Rango 3.240 2.500 2.900 2.979

Mínimo 0.010 6.200 6.100 1.067

Máximo 3.250 8.700 9.000 4.045

Suma 87.720 2081.400 2135.700 794.920

Cuenta 264.000 264.000 265.000 264.000

Mayor (1) 3.250 8.700 9.000 4.045

Menor(1) 0.010 6.200 6.100 1.067




6.2.3. Sector 3


INVERSO


Media 3.498 7.644 7.733 2.206

Error típico 0.260 0.017 0.018 0.020

Mediana 2.100 7.700 7.700 2.124

Moda 1.000 7.700 7.700 1.922



Curtosis 46.053 4.868 4.841 0.324


Rango 53.950 3.000 3.200 2.875

Mínimo 0.050 5.500 5.600 1.000

Máximo 54.000 8.500 8.800 3.875

Suma 1364.400 2981.100 3015.700 860.175

Cuenta 390.000 390.000 390.000 390.000

Mayor (1) 54.000 8.500 8.800 3.875

Menor(1) 0.050 5.500 5.600 1.000



NORMAL


Media 3.390 6.881 7.162 1.977

Error típico 0.822 0.085 0.095 0.072

Mediana 1.370 6.900 7.100 1.928

Moda 1.000 6.900 7.100 1.717



Curtosis 8.185 0.596 -0.427 0.406


Rango 23.930 2.500 2.400 2.041

Mínimo 0.450 5.500 5.800 1.041

Máximo 24.380 8.000 8.200 3.082

Suma 125.430 254.600 265.000 73.141

Cuenta 37.000 37.000 37.000 37.000

Mayor (1) 24.380 8.000 8.200 3.082

Menor(1) 0.450 5.500 5.800 1.041





RUMBO


Media 4.702 7.283 7.439 1.682

Error típico 1.556 0.122 0.141 0.070

Mediana 2.390 7.600 7.900 1.567

Moda 1.000 7.600 7.900 1.567



Curtosis 18.765 3.155 0.086 3.870


Rango 49.960 3.900 3.700 1.928

Mínimo 0.040 4.800 5.300 1.000

Máximo 50.000 8.700 9.000 2.928

Suma 164.560 254.900 245.500 58.860

Cuenta 35.000 35.000 33.000 35.000

Mayor (1) 50.000 8.700 9.000 2.928

Menor(1) 0.040 4.800 5.300 1.000


En los tres sectores con los diferentes mecanismos focales, las magnitudes Mw y Ms

tienen valores que oscilan entre un valor mínimo de 4.8 y un máximo de 9 con una

gran parte de datos con valores cercanos a 8 lo cual cubre el rango amplio y

significativo, debido a que magnitudes menores a 4.5 son sismos casi imperceptibles.

Los valores de logaritmo de la distancia hipocentral oscilan entre un valor mínimo de

1km, y uno máximo de 4 km. Los datos de altura de ola cambian en los tres sectores,

ya que este parámetro se va amplificando, por lo que no se puede dar un rango

general para los tres sectores.





variable dependiente la altura de la ola y como variables independientes la magnitud

del sismo (Ms y Mw) y el logaritmo de la distancia hipocentral;como se muestra en la

Ecuación 6-2.


6.3.1. Para sismos en la escala de magnitud Ms.

6.3.1.1. Sector 1

Los resultados se presentan en la Tabla 6-10y la Tabla 6-11.


MECANISMO FOCAL MS LOG DISTANCIA HIPOCENTRAL (Km)

INVERSO TODOS 0.005 -0.0300178532

NORMAL TODOS 0.011 -0.0183044848

RUMBO TODOS 0.354 -0.8270699451


MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.740 0.548 0.444 0.062

NORMAL 0.932 0.868 0.586 0.014

RUMBO 0.891 0.794 0.719 0.181

Dados los resultados anteriores se puede ensamblar la Ecuación 6-3,Ecuación 6-4 y Ecuación 6-5.






Donde h es la altura de la ola en metros (m), Ms es la magnitud y LogDH está definido

en la Ecuación 6-1: Definición de Logaritmo de la Distancia Hipocentral.(km).

6.3.1.2. Sector 2

Los resultados se presentan en la Tabla 6-12 y

Tabla 6-13.



INVERSO TODOS 0.091 -0.1463573002

NORMAL TODOS 0.053 -0.0756949570

RUMBO TODOS 0.094 -0.1303128957

Tabla 6-13: Estadísticas de la regresión - Ms – Sector 2 -Correlación 2.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.681 0.463 0.462 0.248

NORMAL 0.684 0.468 0.462 0.164

RUMBO 0.622 0.387 0.380 0.448






en la Ecuación 6-1: Definición de Logaritmo de la Distancia Hipocentral. (Km).



6.3.1.3. Sector 3




INVERSO 0.928 -1.6392152363

NORMAL 1.033 -1.8606474388

RUMBO 2.328 -7.4007951408


MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.571 0.326 0.322 5.106

NORMAL 0.581 0.338 0.290 5.007

RUMBO 0.510 0.260 0.208 9.050










6.3.2.1. Sector 1

Los resultados se presentan en la Tabla 6-16y la Tabla 6-17.


MECANISMO FOCAL MW LOG DISTANCIA HIPOCENTRAL (Km)

INVERSO -0.002 0.0245148408

NORMAL 0.011 -0.0183911640

RUMBO 0.335 -0.8010103176


MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.739 0.546 0.443 0.062

NORMAL 0.932 0.869 0.586 0.014

RUMBO 0.903 0.815 0.741 0.171

Dados los resultados anteriores se puede ensamblar la Ecuación 6-12, Ecuación 6-13 y Ecuación 6-14.




Donde h es la altura de la ola en metros (m), Mw es la magnitud y LogDH está definido

en la Ecuación 6-1: Definición de Logaritmo de la Distancia Hipocentral. (km).



6.3.2.2. Sector 2




INVERSO 0.096 -0.1617473314

NORMAL 0.049 -0.0664831398

RUMBO 0.098 -0.1477208308

Tabla 6-19: Estadísticas de la regresión - Mw – Sector 2 -Correlación 2.

MECANISMO

FOCAL

Coeficiente de correlación

múltiple

Coeficiente de

determinación R^2

R^2

ajustado

Error

típico

INVERSO 0.688 0.473 0.472 0.246

NORMAL 0.679 0.461 0.456 0.165

RUMBO 0.628 0.394 0.388 0.444









6.3.2.3. Sector 3




INVERSO 0.939 -1.7104376531

NORMAL 1.193 -2.5697018131

RUMBO 2.440 -7.9104431699


MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.575 0.331 0.327 5.089

NORMAL 0.593 0.351 0.304 4.954

RUMBO 0.519 0.269 0.213 9.281







6.4. ANALISIS DE DATOS

Como se puede ver en la Tabla 6-22, el coeficiente de correlación múltiple para

magnitud Ms se incrementó en relación con la primera correlación establecida, es decir

que al introducir el logaritmo a la variable Distancia Hipocentral, el grado de



correlación entre variables aumento; lo mismo sucedió para la escala de magnitud Mw,

los resultados se pueden ver en la tabla

Tabla 6-22: Comparación coeficientes de correlación múltiple entre las correlaciones 1 y 2. (Ms)

MECANISMO FOCAL

SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3

CORRELACION CORRELACION CORRELACION

1 2 1 2 1 2

INVERSO 0.745 0.740 0.645 0.681 0.645 0.681

NORMAL 0.920 0.932 0.673 0.684 0.673 0.684

RUMBO 0.652 0.891 0.609 0.622 0.609 0.622

Tabla 6-23: Comparación coeficientes de correlación múltiple entre las correlaciones 1 y 2. (Mw)

MECANISMO FOCAL



1 2 1 2 1 2

INVERSO 0.747 0.739 0.647 0.688 0.568 0.575

NORMAL 0.921 0.932 0.671 0.679 0.576 0.593

RUMBO 0.659 0.903 0.611 0.628 0.463 0.519

Así mismo, el primer sector es el que tiene mayor grado de relación asociado a los

parámetros, entre 0.7 y 0.92, lo cual es un buen resultado para una regresión de dos

grados de libertad siendo 1 la correlación perfecta entre parámetros, después lo sigue

el sector 2 con un rango entre 0.6 y 0.7 y por último el sector 1 con rango de 0.5 y

0.6.

Para incrementar el coeficiente de correlación múltiple, y con el impedimento de no

tener más parámetros completos e importantes en la base de datos, se pensó en

buscar una relación o más, entre algún parámetro fundamental que estuviera incluido

en el registro histórico y las hipótesis de parámetros citadas antes de comenzar el

análisis.

A partir de lo anterior se creó una última correlación, la cual se explica en el siguiente

capítulo.



7. CORRELACIÓN DE PROPAGACIÓN TIPO 3.


Debido a que de los parámetros utilizados en la “correlación 2”, mejoraron el ajuste de

la “correlación 1” hasta cierto punto, se trabajó con una correlación la cual llamaremos

“correlación 3”, que cuenta con los siguientes parámetros.

7.1.1. Generación:

Magnitud: (Mw).





Altura de la ola. (Instrumento profundo, Mareómetro, Testigo Ocular).

La correlación se hizo utilizando los parámetros anteriormente nombrados, sin

embargo, a partir de esos se crearon los siguientes:“logaritmo Distancia Hipocentral”

descrito en la Ecuación 6-1 y a su vez, se utilizaron las ecuaciones de longitud de

ruptura de falla y longitud de desplazamiento de falla que crearon Wells y

Coppersmithen 1994 (Roy E. Hunt, 2007)las cuales se muestran en la Ecuación 7-1 y

Ecuación 7-3 respectivamente.

Ecuación 7-1: Mw en término de la Longitud de Ruptura de falla de Wells y Coppersmith. (Roy E. Hunt, 2007)

Donde Mw es la magnitud en la escala de momento, SRL es la longitud de ruptura de

falla en kilómetros (km), a y b son parámetros que dependen del tipo de mecanismo

focal del sismo, estos parámetros se muestran más adelante en la Tabla 7-1.

Tabla 7-1: Parámetros a y b de la Ecuación 7-1 (Roy E. Hunt, 2007).

LONGITUD DE RUPTURA DE FALLA

PARAMETRO INVERSO NORMAL RUMBO

A 5 4.86 5.16

B 1.22 1.32 1.12



Despejando el término SRL de la Ecuación 7-1, se obtiene la Ecuación 7-2.

Ecuación 7-2: Ecuación de Longitud de Ruptura de falla en términos de Mw.

(

)

Por otra parte,

Ecuación 7-3: Mw en término del Desplazamiento de Ruptura de falla de Wells y Coppersmith. (Roy E. Hunt, 2007).

Donde Mw es la magnitud en la escala de momento, MD es el desplazamiento de

ruptura de falla en metros (cm), a y b son parámetros que dependen del tipo de

mecanismo focal del sismo, estos parámetros se muestran más adelante en la Tabla

7-2.

Tabla 7-2: Parámetros a y b de la Ecuación 7-3 (Roy E. Hunt, 2007).

DESPLAZAMIENTO RUPTURA DE FALLA

PARAMETRO INVERSO NORMAL RUMBO

A 6.69 6.61 6.81

B 0.74 0.89 0.78

Despejando el término MD de la Ecuación 7-1, se obtiene la Ecuación 7-4.

Ecuación 7-4: Desplazamiento de Ruptura en término de Mw.

(

)

Debido a que las correlaciones encontradas para longitud de ruptura de falla y

desplazamiento de ruptura están solo para la magnitud de momento, se excluirán los

datos de Ms para generar la regresión, por lo cual esta última correlación solo servirá

para mejorar la correlación 1 y 2 pero de magnitud de momento (Mw).








7.2.1. Sector 1


INVERSO

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)

MW LOG DISTANCIA HIPOCENTRAL

(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)

DESPLAZAMIENTO RUPTURA (m)

Media 0.061 8.181 3.286 629.182 295.169

Error típico 0.016 0.132 0.130 137.462 83.726

Mediana 0.040 7.900 3.173 242.515 45.272

Moda 0.040 8.800 #N/A 1302.429 710.152

Desviación estándar 0.063 0.528 0.520 549.848 334.903

Varianza de la muestra 0.004 0.279 0.270 302332.52 112160.160

Curtosis 4.487 -1.999 -1.279 -1.953 -1.935

Coeficiente de asimetría 2.179 0.275 0.391 0.461 0.520

Rango 0.230 1.200 1.598 1167.176 693.180

Mínimo 0.010 7.600 2.576 135.253 16.972

Máximo 0.240 8.800 4.174 1302.429 710.152

Suma 0.970 130.900 52.576 10066.904 4722.701

Cuenta 16 16 16 16 16

Mayor (1) 0.240 8.800 4.174 1302.429 710.152

Menor(1) 0.010 7.600 2.576 135.253 16.972

Nivel de confianza (95.0%) 0.033 0.281 0.277 292.993 178.457


NORMAL

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)


Media 0.028 7.933 3.218 223.610 33.843

Error típico 0.006 0.088 0.167 25.819 5.082

Mediana 0.025 8.000 3.130 239.215 36.458

Moda 0.020 8.000 #N/A 239.215 36.458



Curtosis -0.859 5.357 1.866 4.590 4.108

Coeficiente de asimetría 0.418 -2.248 1.390 -1.950 -1.724

Rango 0.040 0.600 1.083 184.804 37.223

Mínimo 0.010 7.500 2.873 100 10

Máximo 0.050 8.100 3.956 284.804 47.223

Suma 0.170 47.600 19.308 1341.662 203.057

Cuenta 6 6 6 6 6

Mayor (1) 0.050 8.100 3.956 284.804 47.223

Menor(1) 0.010 7.500 2.873 100 10





RUMBO

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA FALLA (Km)


Media 0.215 8.261 3.182 1296.740 293.624

Error típico 0.075 0.164 0.068 300.919 75.636

Mediana 0.025 7.900 3.148 279.530 24.971

Moda 0.010 9.000 #N/A 2682.696 642.233



Curtosis 2.245 -2.015 0.084 -2.193 -2.198

Coeficiente de asimetría 1.717 0.091 0.545 0.239 0.243

Rango 1.070 1.600 1.057 2582.696 636.526

Mínimo 0.010 7.400 2.734 100.000 5.707

Máximo 1.080 9.000 3.791 2682.696 642.233

Suma 3.870 148.700 57.270 23341.325 5285.240

Cuenta 18 18 18 18 18

Mayor (1) 1.080 9.000 3.791 2682.696 642.233

Menor(1) 0.010 7.400 2.734 100.000 5.707


1.1.1. Sector 2


INVERSO

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)


DESPLAZAMIENTO RUPTURA (cm)

Media 0.208 7.805 3.297 329.003 109.360

Error típico 0.006 0.014 0.017 7.908 4.470

Mediana 0.120 7.900 3.563 238.259 43.165

Moda 0.050 7.700 2.205 163.348 23.167



Curtosis 34.525 1.931 -0.969 3.223 6.132

Coeficiente de asimetría 4.455 -1.001 -0.520 1.937 2.652

Rango 3.850 3.800 3.000 1898.257 1323.179

Mínimo 0.000 5.200 1.266 1.459 0.010

Máximo 3.850 9.000 4.266 1899.715 1323.188

Suma 369.400 13854.2 5851.378 583981.0 194114.054

Cuenta 1775 1775 1775 1775 1775

Mayor (1) 3.850 9.000 4.266 1899.715 1323.188

Menor(1) 0.000 5.200 1.266 1.459 0.010





NORMAL

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)



Media 0.149 7.615 3.345 161.243 23.088

Error típico 0.010 0.029 0.030 5.779 1.038

Mediana 0.110 8.000 3.385 239.215 36.458

Moda 0.050 8.000 3.035 239.215 36.458



Curtosis 75.074 -0.342 -0.027 -1.716 -1.663

Coeficiente de asimetría 6.902 -0.743 -0.666 -0.126 0.009

Rango 2.150 2.400 2.472 333.927 61.044

Mínimo 0.010 5.800 1.731 5.154 0.123

Máximo 2.160 8.200 4.203 339.081 61.167

Suma 42.150 2155.10 946.608 45631.628 6533.888

Cuenta 283 283 283 283 283

Mayor (1) 2.160 8.200 4.203 339.081 61.167

Menor(1) 0.010 5.800 1.731 5.154 0.123



RUMBO

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)


Media 0.331 8.059 3.006 1054.768 224.123

Error típico 0.028 0.053 0.048 67.942 17.179

Mediana 0.170 8.300 3.119 636.167 81.331

Moda 0.070 9.000 1.784 2682.696 642.233



Curtosis 13.282 -0.749 -0.898 -1.323 -1.300


Rango 3.240 2.900 2.979 2675.789 642.110

Mínimo 0.010 6.100 1.067 6.907 0.123

Máximo 3.250 9.000 4.045 2682.696 642.233

Suma 87.790 2135.7 796.652 279513.464 59392.681

Cuenta 265 265 265 265 265

Mayor (1) 3.250 9.000 4.045 2682.696 642.233

Menor(1) 0.010 6.100 1.067 6.907 0.123

Nivel de confianza(95.0%) 0.056 0.105 0.094 133.776 33.824



7.2.2. Sector 3


INVERSO

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)

MW

LOG DISTANCIA

HIPOCENTRAL (Km)

LONGITUD DE

RUPTURA FALLA (Km)


Media 3.498 7.733 2.206 213.517 45.120

Error típico 0.260 0.018 0.020 7.939 3.588

Mediana 2.100 7.700 2.124 163.348 23.167

Moda 1.000 7.700 1.922 163.348 23.167



Curtosis 46.053 4.841 0.324 14.061 38.895

Coeficiente de asimetría 5.860 -1.010 0.492 3.063 5.517

Rango 53.950 3.200 2.875 1299.326 710.118

Mínimo 0.050 5.600 1.000 3.103 0.034

Máximo 54.000 8.800 3.875 1302.429 710.152

Suma 1364.40 3015.70 860.175 83271.66 17596.715

Cuenta 390 390 390 390 390

Mayor (1) 54.000 8.800 3.875 1302.429 710.152

Menor(1) 0.050 5.600 1.000 3.103 0.034



NORMAL

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)



Media 3.390 7.162 1.977 83.883 9.572

Error típico 0.822 0.095 0.072 11.955 1.980

Mediana 1.370 7.100 1.928 49.770 3.553

Moda 1.000 7.100 1.717 49.770 3.553



Curtosis 8.185 -0.427 0.406 2.578 8.278


Rango 23.930 2.400 2.041 333.927 61.044

Mínimo 0.450 5.800 1.041 5.154 0.123

Máximo 24.380 8.200 3.082 339.081 61.167

Suma 125.430 265.000 73.141 3103.686 354.153

Cuenta 37 37 37 37 37

Mayor (1) 24.380 8.200 3.082 339.081 61.167

Menor(1) 0.450 5.800 1.041 5.154 0.123





RUMBO

PARAMETROS ALTURA

DE LA OLA (m)


(Km)



Media 4.926 7.439 1.707 335.501 55.195

Error típico 1.643 0.141 0.072 109.347 26.589

Mediana 2.400 7.900 1.567 279.530 24.971

Moda 1.000 7.900 1.567 279.530 24.971



Curtosis 17.663 0.086 3.894 11.433 13.159

Coeficiente de asimetría 4.082 -0.314 1.939 3.421 3.752

Rango 49.960 3.700 1.928 2681.362 642.221

Mínimo 0.040 5.300 1.000 1.334 0.012

Máximo 50.000 9.000 2.928 2682.696 642.233

Suma 162.560 245.500 56.341 11071.521 1821.443

Cuenta 33 33 33 33 33

Mayor (1) 50.000 9.000 2.928 2682.696 642.233

Menor(1) 0.040 5.300 1.000 1.334 0.012


En los tres sectores con los diferentes mecanismos focales, el logaritmo de la distancia

hipocentral oscilan entre un valor mínimo de 1km y uno máximo de 4.2km. Los valores

de longitud de ruptura de falla oscilan entre un valor mínimo de 1.3 km, y uno máximo

de 2682 km. El desplazamiento de ruptura oscila entre un valor mínimo de 0.010 m, y

uno máximo de 1323 m.



variable dependiente la altura de la ola y como variables independientes magnitud de

momento, logaritmo de la distancia hipocentral, longitud de ruptura de falla y

desplazamiento de ruptura; es decir una regresión múltiple con cuatro grados de

libertad, como se muestra en la Ecuación 7-5.





7.3.1.1. Sector 1

Los resultados se presentan en la Tabla 7-12 Tabla 6-16: Coeficientes de los

parámetros – Mw – Sector 1 -Correlación 2. y la Tabla 7-13.


MECANISMO FOCAL

LOG DISTANCIA HIPOCENTRAL (Km)

MW LONGITUD DE

RUPTURA FALLA (Km) DESPLAZAMIENTO RUPTURA (cm)

INVERSO -1.37E-01 5.79E-02 -2.00E-04 5.51E-04

NORMAL -2.42E-02 5.05E-02 -1.34E-03 5.86E-03

RUMBO -6.68E-01 2.99E-01 -1.68E-03 6.98E-03


MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.911 0.829 0.703 0.041

NORMAL 0.977 0.955 0.387 0.012

RUMBO 0.945 0.892 0.798 0.140

Dados los resultados anteriores se puede ensamblar la

Ecuación 7-6, Ecuación 7-7 y Ecuación 7-8.




Donde h es la altura de la ola en metros (m), LogDH está definido en la Ecuación

6-1(km), Mw es la magnitud de momento, SRL está definido en la Ecuación 7-2 (km) y

MD está definido en la Ecuación 7-4 (cm).

7.3.1.2. Sector 2





MECANISMO FOCAL


MW LONGITUD DE

RUPTURA FALLA (Km) DESPLAZAMIENTO RUPTURA (cm)

INVERSO -1.95E-01 9.30E-02 6.19E-04 -7.18E-04

NORMAL -9.70E-02 4.74E-02 -2.16E-03 1.09E-02

RUMBO -3.04E-01 1.14E-01 7.16E-04 -1.92E-03

Tabla 7-15: Estadísticas de la regresión - Mw – Sector 2 -Correlación 3.

MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.717 0.514 0.513 0.236

NORMAL 0.688 0.473 0.464 0.164

RUMBO 0.732 0.535 0.526 0.390





Donde h es la altura de la ola en metros (m),LogDH está definido en la Ecuación

6-1(km), Mw es la magnitud de momento, SRL está definido en la Ecuación 7-2 (km) y


7.3.1.3. Sector 3



MECANISMO FOCAL


MW LONGITUD DE

RUPTURA FALLA (Km) DESPLAZAMIENTO

RUPTURA (cm)

INVERSO -1.97 1.12 -4.44E-03 3.80E-02

NORMAL -4.92 1.59 1.17E-04 1.76E-02

RUMBO -14.90 4.70 -4.82E-03 2.08E-02




MECANISMO FOCAL



R^2 ajustado

Error típico

INVERSO 0.579 0.335 0.327 5.086

NORMAL 0.667 0.445 0.364 4.721

RUMBO 0.620 0.384 0.286 8.809

Dados los resultados anteriores se puede ensamblar la Ecuación 7-12, Ecuación 7-13y Ecuación 7-14.




Donde h es la altura de la ola en metros (m),LogDH está definido en la Ecuación

6-1(km), Mwes la magnitud de momento, SRL está definido en la Ecuación 7-2 (km) y



Al tener cuatro grados de libertad la regresión de la correlación 3, se refleja un mejor

ajuste en los parámetros que representan la propagación de ola, es claro que entre

más parámetros se le incluya a la ecuación (parámetros fundamentales) el

comportamiento va a reflejar más lo que puede pasar en un evento real, sin embargo

incertidumbres como la profundidad del mar, que a su vez influye en la velocidad y

periodo siguen estando vigentes. Se evidencio una mejoría en los coeficientes de

correlación múltiple entre parámetros, al incluir los parámetros longitud de ruptura de

falla y desplazamiento de ruptura, los dos dependientes de la magnitud de momento,

la mejoría se puede ver más claramente en la Tabla 7-18.

Tabla 7-18: Comparación de los coeficientes de correlación múltiple para Mw.



MECANISMO FOCAL



1 2 3 1 2 3 1 2 3

INVERSO 0.75 0.74 0.91 0.65 0.69 0.72 0.57 0.58 0.58

NORMAL 0.92 0.93 0.98 0.67 0.68 0.69 0.58 0.59 0.67

RUMBO 0.66 0.90 0.94 0.61 0.63 0.73 0.46 0.52 0.62

Así mismo mostramos la comparación del error típico entre las diferentes

correlaciones.

Tabla 7-19: Comparación de los errores típicos para Mw

MECANISMO FOCAL



1 2 3 1 2 3 1 2 3

INVERSO 0.061 0.062 0.041 0.258 0.246 0.236 5.133 5.106 0.236

NORMAL 0.015 0.014 0.012 0.167 0.165 0.164 5.050 5.007 0.164

RUMBO 0.300 0.171 0.140 0.451 0.444 0.390 9.356 9.050 0.390

Se escogió la falla inversa para mostrar el comportamiento de la correlación dos y tres

en los tres diferentes sectores.

7-1: Dispersión de datos relacionando la altura de la ola y el logaritmo de la distancia

hipocentral para falla inversa en el sector 1.

-0.05

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0 1 2 3 4 5

Alt

ura

de

la o

la (

m)

Log Distancia Hipocentral (km)

INVERSO

Base de Datos

Correlacion 2

Correlacion 3



7-2: Dispersión de datos relacionando la altura de la ola y el logaritmo de la distancia hipocentral para falla inversa en el sector 2.

7-3: Dispersión de datos relacionando la altura de la ola y el logaritmo de la distancia hipocentral para falla inversa en el sector 3.

Si se analiza por qué el sector 1 tiene una mejor relación entre parámetros con

respecto al sector 2 y sector 3, se puede decir que en el océano profundo, de donde

viene la medición del primer sector la altura de la ola es casi imperturbable, la

velocidad es casi constante y la pérdida de energía se da por el recorrido donde se

pierde mucha energía. Al ser olas de grandes periodos (30-200 km) y bajas alturas, la

perdida no se manifestara en la altura tanto como en el periodo, por esta razón los

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

4

4.5

0 1 2 3 4 5

Alt

ura

de

la o

la (

m)


INVERSO

Base de Datos

Correlacion 3

Correlacion 2

0

10

20

30

40

50

60

0 1 2 3 4 5

Alt

ura

de

la o

la (

m)


INVERSO

Base de Datos

Correlacion 2

Correlacion 3



parámetros sísmicos describen muy acertadamente el comportamiento. En cuanto al

segundo sector, a este se le deberían incluir más parámetros, teniendo en cuenta que

se encuentra cerca a la costa donde están las fosas oceánicas. La pendiente del

océano comienza a incrementarse y la profundidad a disminuirse dramáticamente,

gracias a lo anterior, cualquier cambio pequeño en el fondo del océano afectara mucho

más la altura de la ola y por consiguiente la medición del mareómetro; por lo anterior,

si se quisiera incrementar el nivel de relación entre datos para este sector, se debería

incluir a lo sumo la posición relativa del mareómetro con respecto a la costa y segundo

la pendiente promedio del lecho marino, desde donde se encuentra la estación de

medición hasta la línea costera. Por último el sector tres es el de menor confiabilidad

como ya se mencionó en elcapítulo5.4, a esto se le debe agregar quela amplificación

de la ola depende del periodo natural de la bahía Donde se busca encontrar una

amplificación debido a la similitud probable entre el periodo de la ola cerca a la costa y

el periodo de la bahía que se hace por medio de un análisis de registros

mareométricos; por otro lado, es fundamental igualmente la velocidad en ese sector y

la pendiente de la costa, por estas razones la correlación es la menos acertada de las

tres.



8. CORRELACIÓN DE INUNDACIÓN TIPO 1.


Debido a que de los parámetros utilizados en las correlaciones 1, 2 y 3, se utilizaron

para describir la propagación de la ola, los parámetros de inundación son

completamente indirectos a los de generación, más bien es dependientes de los

siguientes parámetros.

8.1.1. Inundación:

Altura de la ola en la costa.

Altura Run-up.

Inundación Horizontal.

Se hizo una suposición para poder encontrar la pendiente de la costa para cada

medición de la base de datos, se presenta en la a continuación.

Ecuación 8-1: Pendiente secante de la costa

Para calcular S en porcentaje se tiene la siguiente ecuación.

Ecuación 8-2: pendiente secante de la costa en porcentaje

(

* { }







generar la correlación de inundación tipo 1.

Tabla 8-1: Estadística descriptiva correlación de inundación.

PARAMETROS INUNDACION

HORIZONTAL (m) ALTURA DE LA OLA EN LA

COSTA (m) PENDIENTE SECANTE

TERRENO (%)

Media 150.0984701 14.37674548 10.2252426

Error típico 6.973732995 0.197517041 0.374051235

Mediana 90.8 11.2 7.358476501

Moda 10 11.2 13.9495522

Desviación estándar 186.9948994 5.296256573 10.02987541

Varianza de la muestra 34967.09241 28.05033368 100.5984008

Curtosis 28.54242457 -1.220721043 6.330848332

Coeficiente de asimetría 4.066803283 0.778194631 2.166120127

Rango 2002.1 18.92 63.9115712

Mínimo 4 3.43 0

Máximo 2006.1 22.35 63.9115712

Suma 107920.8 10336.88 7351.949429

Cuenta 719 719 719

Mayor (1) 2006.1 22.35 63.9115712

Menor(1) 4 3.43 0

Nivel de confianza (95.0%) 13.69134466 0.387779957 0.73436485



variable dependiente la inundación horizontal y como variables independientes la

pendiente secante del terreno definida en la Ecuación 8-1 y la altura de la ola en la

costa.

Ecuación 8-3: Ecuación General Correlación Inundación tipo 1.

Donde IH es la inundación horizontal en metros (m), Hmax es la altura de la ola en la

costa en metros (m) y S es la pendiente secante de la costa en porcentaje (%).




Tabla 8-2: Coeficientes de los parámetros – Correlación Inundación tipo 1.

ALTURA MAXIMA DE LA OLA (m) PENDIENTE PROMEDIO TERRENO (%)

12.243 -5.8308314018

Tabla 8-3: Estadísticas de la regresión -Correlación Inundación tipo 1.



R^2 ajustado

Error típico

0.584 0.341 0.339 194.836


La correlación tiene un coeficiente de correlación múltiple cercano a 0.6 lo cual

significa que falta algún parámetro por incluir para mejorar la relación (posiblemente la

velocidad y periodo), sin embargo al observar los parámetros estadísticos de

pendiente secante terreno, la media es cercana a s=10% para lo cual se dice que esta

correlación es válida para pendientes mayores a esta.

Por otra parte, se supone una inundación horizontal mínima de 20 metros sea cual sea

la altura de la ola y la pendiente de la costa, será tomando este valor como zona de

playa de daño normal, debido a la marea.



9. CORRELACION DE INUNDACION TIPO 2.

Utilizando los mismos parámetros y datos de la correlación de inundación tipo 1, se

hizo una nueva correlación pero discriminando el análisis por valores de pendiente así:

para pendientes menores al 1%, pendientes entre el 1% y el 10% y por ultimo

pendientes mayores al 10%.



generar la correlación de inundación tipo 2.

Tabla 9-1: Estadística descriptiva correlación de inundación tipo 2.

PARAMETROS INUNDACION

HORIZONTAL (m) ALTURA DE LA OLA

EN LA COSTA (m)

INVERSO PENDIENTE SECANTE TERRENO

(%)

Media 149.7027894 14.37172943 0.427108902

Error típico 6.968421792 0.197661074 0.123618066

Mediana 90.8 11.2 0.134677317

Moda 10 11.2 0.071686889

Desviación estándar 186.5924246 5.29274206 3.310103123

Varianza de la muestra 34816.73293 28.01311851 10.95678269

Curtosis 28.90896394 -1.215872689 669.6008215

Coeficiente de asimetría 4.097199806 0.780785007 25.48275161

Rango 2002.1 18.92 87.42534914

Mínimo 4 3.43 0.015646619

Máximo 2006.1 22.35 87.44099576

Suma 107336.9 10304.53 306.2370829

Cuenta 717 717 717

Mayor (1) 2006.1 22.35 87.44099576

Menor(1) 4 3.43 0.015646619

Nivel de confianza(95.0%) 13.68098184 0.388064565 0.242697209


La variable dependiente es la inundación horizontal y como variables independientes

la pendiente secante del terreno y la altura de la ola en la costa.




Donde IHes la inundación horizontal en metros (m), Hmax es la altura de la ola en la

costa en metros (m) y S es la pendiente secante de la costa en porcentaje (%).

Los resultados se presentan en la Tabla 9-2

Tabla 9-2: Coeficientes de los parámetros – Correlación Inundación tipo 2.

PENDIENTE (S)

ALTURADE LA OLA EN LA COSTA (m)

INVERSO PENDIENTE PROMEDIO TERRENO (%)

S < 1% 40.94 0.6138

1%< S < 10% 13.899 446.741

10% < S 0.21 836.204

Tabla 9-3: Estadísticas de la regresión -Correlación Inundación tipo 2.

Pendiente (S) Coeficiente de

correlación múltiple Coeficiente de

determinación R^2 R^2

ajustado Error típico

S < 1% 0.756510149 0.572307606 0.5290442 467.815959

1%< S < 10% 0.832421158 0.692924984 0.689729202 131.403405

10% < S 0.802320005 0.643717391 0.638675448 38.3959807


La correlación tiene coeficientes de correlación múltiple cercanos a 0.8 lo cual es

aceptable, mejoro con respecto a la correlación de inundación tipo 1, debido a que la

regresión se hizo por separado entre los rangos ya mencionados anteriormente.



10. SELECCIÓN DE CORRELACIONES

En este capítulo se seleccionaran las correlaciones más aptas para aplicarlas en la

evaluación de amenaza por tsunami, por lo anterior se utilizarán aquellas correlaciones

que tengan el mejor ajuste encontrado, entendiendo esto como las que tienen en

relación a las otras un mayor coeficiente de correlación múltiple y el menor error típico.

Es de aclarar, que entre mecanismos focales y sectores la comparación no se hace.

Lo descrito en cada uno de los análisis de la correlación muestra la diferencia de los

parámetros estadísticos anteriormente mencionados, por tal se escogió como

ecuaciones finales las mostradas a continuación.

10.1. PARA MAGNITUD MS

La propagación se hará con la correlación tipo 2 y la inundación con la correlación tipo

2 igualmente.

A continuación, se muestra el resumen de las ecuaciones.





Tabla 10-1: Resumen de parámetros propagación para magnitud Ms.

MECANISMO FOCAL SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3

a b Error a b Error a b Error

INVERSO -0.005 0.0300 0.062 0.091 -0.1464 0.248 0.928 -1.639 5.106

NORMAL 0.011 -0.0183 0.014 0.053 -0.0757 0.164 1.033 -1.861 5.007

RUMBO 0.354 -0.8271 0.181 0.094 -0.1303 0.448 2.328 -7.401 9.050

Por consiguiente, se pueden construir los siguientes ábacos.



10.1.1.1. Sector 1.

10-1:Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Inverso – Sector 1.

10-2: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Normal – Sector 1.

0.000

0.050

0.100

0.150

0.200

0.250

0.300

0.350

0.400

0.450

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


INVERSO

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9

0.000

0.020

0.040

0.060

0.080

0.100

0.120

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


NORMAL

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9



10-3: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Rumbo – Sector 1.

10.1.1.2. Sector 2.

10-4: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Inverso – Sector 2.

0.000

0.500

1.000

1.500

2.000

2.500

3.000

3.500

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


RUMBO

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9

0.000

0.100

0.200

0.300

0.400

0.500

0.600

0.700

0.800

0.900

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


INVERSO

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9



10-5: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Normal – Sector 2.

10-6: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Rumbo – Sector 2.

0.000

0.100

0.200

0.300

0.400

0.500

0.600

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


NORMAL

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9

0.000

0.100

0.200

0.300

0.400

0.500

0.600

0.700

0.800

0.900

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


RUMBO

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9



10.1.1.3. Sector 3.

Grafica 10-7: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Inverso – Sector 3.

Grafica 10-8: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Normal – Sector 3.

0.000

1.000

2.000

3.000

4.000

5.000

6.000

7.000

8.000

9.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


INVERSO

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9

0.000

1.000

2.000

3.000

4.000

5.000

6.000

7.000

8.000

9.000

10.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


NORMAL

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9



Grafica 10-9: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Ms - Rumbo – Sector 3.

10.1.2. Inundación:



costa (sector 3 únicamente o sector 1 y 2 con algún parámetro de amplificación) en

metros (m) y S es la pendiente secante de la costa en porcentaje (%).

Tabla 10-2: Resumen de parámetros inundación.

Pendiente (S) a b Error

S < 1% 40.9494699 0.613842529 467.8159594

1%< S < 10% 35.79 446.7413275 131.4034048

10% < S 0.20828988 836.2044908 38.39598066

0.000

5.000

10.000

15.000

20.000

25.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


RUMBO

Ms=5

Ms=5.5

Ms=6.0

Ms=6.5

Ms=7.0

Ms=7.5

Ms=8.0

Ms=8.5

Ms=9



10.2. PARA MAGNITUD MW

La propagación se hará con la correlación tipo 3 y la inundación con la correlación tipo

2.

A continuación, se muestra el resumen de las ecuaciones.



Donde h es la altura de la ola en metros (m), LogDH es el logaritmo de la distancia

hipocentral que está definido en la Ecuación 6-1(km), Mw es la magnitud de momento,

SRL es la longitud de ruptura de falla que está definida en la Ecuación 7-2 (km) y MD

es el desplazamiento de ruptura que está definida en la Ecuación 7-4 (cm).

Tabla 10-3: Resumen de parámetros propagación para magnitud Mw.

MECANISMO FOCAL

SECTOR 1

a b c d Error

INVERSO -1.37E-01 5.79E-02 -2.00E-04 5.51E-04 0.041

NORMAL -2.42E-02 5.05E-02 -1.34E-03 5.86E-03 0.012

RUMBO -6.68E-01 2.99E-01 -1.68E-03 6.98E-03 0.140

MECANISMO FOCAL

SECTOR 2

a b c d Error

INVERSO -1.95E-01 9.30E-02 6.19E-04 -7.18E-04 0.236

NORMAL -9.70E-02 4.74E-02 -2.16E-03 1.09E-02 0.164

RUMBO -3.04E-01 1.14E-01 7.16E-04 -1.92E-03 0.390

MECANISMO FOCAL

SECTOR 3

a b c d Error

INVERSO -1.97 1.12 -4.44E-03 3.80E-02 5.086

NORMAL -4.92 1.59 1.17E-04 1.76E-02 4.721

RUMBO -14.90 4.70 -4.82E-03 2.08E-02 8.809

Por consiguiente, se pueden construir los siguientes ábacos.



10.2.1.1. Sector 1.

Grafica 10-10: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Inverso – Sector 1.

Grafica 10-11: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Normal – Sector 1.

0.000

0.100

0.200

0.300

0.400

0.500

0.600

0.700

0.800

0.900

1.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


INVERSO

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9

0.000

0.200

0.400

0.600

0.800

1.000

1.200

1.400

1.600

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


NORMAL

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9



Grafica 10-12: Altura de la ola Vs Distancia Hipocentral – Rumbo – Sector 1.

10.2.1.2. Sector 2.


0.000

0.500

1.000

1.500

2.000

2.500

3.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


RUMBO

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9

0.000

0.200

0.400

0.600

0.800

1.000

1.200

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


INVERSO

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9





0.000

0.500

1.000

1.500

2.000

2.500

3.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


NORMAL

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9

0.000

0.200

0.400

0.600

0.800

1.000

1.200

1.400

1.600

1.800

2.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


RUMBO

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9



10.2.1.3. Sector 3.



0.000

10.000

20.000

30.000

40.000

50.000

60.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


INVERSO

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9

0.000

5.000

10.000

15.000

20.000

25.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


NORMAL

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9




1.1.1. Inundación:



costa (sector 3 únicamente o sector 1 y 2 con algún parámetro de amplificación) en

metros (m) y S es la pendiente secante de la costa en porcentaje (%).

Tabla 10-4: Resumen de parámetros inundación.

Pendiente (S) a b Error

S < 1% 40.9494699 0.613842529 467.8159594

1%< S < 10% 35.79 446.7413275 131.4034048

10% < S 0.20828988 836.2044908 38.39598066

0.000

5.000

10.000

15.000

20.000

25.000

30.000

35.000

40.000

45.000

0 200 400 600 800 1000

Atu

ra d

e la

ola

(m

)


RUMBO

Mw=5

Mw=5.5

Mw=6.0

Mw=6.5

Mw=7.0

Mw=7.5

Mw=8.0

Mw=8.5

Mw=9



11. VALIDACIÓN DE CORRELACIONES

En este capítulo se compararan los resultados de la modelación de Arreaga-Vargas,

Ortiz y Farreras para las Esmeraldas (Ecuador) (Satake, 2005), con el software de

modelación “Tunami-n2” y los resultados de la aplicación de las correlaciones

escogidas en el capítulo 10, lo anterior se hará utilizando los casos sintéticos con los

que se realizó la modelación verificando alturas de ola y en definitiva, la inundación

horizontal con el fin de validar el modelo por medio de registros históricos. Debido a

que el caso piloto de aplicación es en Tumaco se utilizó la modelación en las

Esmeraldas (Ecuador) teniendo en cuenta que ambas ciudades tienen la misma fuente

sísmica.

11.1. MAPA DE AMENAZA POR TSUNAMI EN ESMERALDAS,

ECUADOR

11.1.1. Antecedentes

De acuerdo a Satake (2005), se crearon mapas de inundación en Esmeraldas

(Ecuador), los cuales permitieron identificar las áreas más susceptibles a amenazas

por tsunamis. La creación de dichos mapas de inundación encaminó al desarrollo de

sistemas de alerta temprana contra tsunamis donde se indican las rutas de evacuación

y lugares de refugio en caso de una emergencia. La identificación de posibles áreas

vulnerables a la ocurrencia de tsunamis se basó en registros históricos de estos

eventos causados por terremotos. Los resultados de la simulación de tsunamis mostró

que los eventos más destructivos, en el caso de estudio (Esmeraldas, Ecuador),

fueron aquellos que se generaron directamente en las costas de Las Esmeraldas.

(2005)

De acuerdo a eventos históricos durante el siglo XX, localizados en las costas de

Ecuador y Colombia, se evidencia la ocurrencia de grandes terremotos superficiales

como consecuencia del proceso mediante el cual la placa oceánica de Nazca se

subduce por debajo del sur de la placa continental de América.

Por ejemplo, el tsunami ocurrido el 31 de Enero de 1906 entre Ecuador y Colombia

con una magnitud de 8.8 en la escala de Richter, cobró la vida de 1500 personas las



cuales murieron a causa del tsunami, la longitud de ruptura del terremoto fue de 400 a

500 kilómetros, desde Manta en Ecuador hasta Buenaventura en Colombia. De igual

manera, los terremotos ocurridos el 14 de Mayo de 1942, (Mw=7, no produjo tsunami),

y el 19 de enero de 1958 (Mw=7.7), rompieron de nuevo la misma falla al terremoto de

1906. Las olas llegaron hasta Tumaco y Guayaquil. El 12 de Diciembre de 1979

ocurrió un tsunami de magnitud de 8.2 en la escala de Richter, el cual produjo un

posterior tsunami, el evento destruyo San Juan de Pasto ubicado a 60 kilómetros del

norte de Tumaco. El tsunami causo la muerte de 200 personas en las costas

colombianas, en Esmeraldas Ecuador, el tsunami llegó alcanzando olas de 1 metro de

altura. Para Arreara-Vargas et al, debido a la ocurrencia de tsunamis en la ciudad, era

necesario estimar la posible amenaza de inundación por tsunamis para Esmeraldas

por medio de una “modelación de tsunamis generados por terremotos sintéticos

ubicados en la cercanía de los eventos de 1906, 1942, 1958 y 1979”.

Ilustración 11-1: Áreas de ruptura de los grandes terremotos en Ecuador y Colombia. (Satake, Tsunamis Case studies and recent developments, 2005)

11.1.2. Modelación numérica para Esmeraldas (Ecuador)

Tomado de (Satake, 2005)

La modelación numérica realizada para la modelación de los tsunamis en Esmeraldas

(Ecuador), se basa en la teoría de ondas superficiales dicha teoría es usada cuando la



relación de profundidad de agua a la longitud de onda es pequeña. La teoría de ondas

superficiales supone que la aceleración vertical de las partículas de agua es

insignificante en comparación con la aceleración de gravedad, además la distribución

de presiones se puede aproximar por perfiles hidrostáticos. En consecuencia, el

movimiento vertical de las partículas de agua no va a tener ningún efecto en la

distribución de presiones. La velocidad horizontal de las partículas de agua se

considera verticalmente uniforme.

La base de la modelación se realizó por el movimiento de las olas expresado en

función de la profundidad promedio de las ecuaciones de aguas someras o aguas

poco profundas, dichas ecuaciones se muestran a continuación:

Ecuación de conservación de la masa:

Ecuaciones de conservación del momento:

(

)

(

*

√

(

*

(

)

√

Donde es el tiempo; es el desplazamiento vertical de la superficie de agua;

es la profundidad de la columna de agua, y es la profundidad promedio de la

columna de agua (los valores negativos de h representan la topografía del terreno);

son los vectores promedio de profundidad horizontal del

volumen de flujo en dirección longitudinal X y latitudinal Y; y corresponden a la

velocidad correspondiente de las partículas de agua; es la aceleración de la

gravedad y es la rugosidad de Manning tomada con un valor constante de 0.025.

Las ecuaciones anteriores se resuelven por medio de diferencias finitas, como se

presentó en el modelo TUNAMI-N2 (Capitulo 2.6.3.6), para el caso de las ecuaciones

de conservación de momento se usó el método de salto de rana “leap-frog”, en el cual

un conjunto de redes interconectadas permiten el uso de las ecuaciones de aguas

someras y de ecuaciones no lineales de conservación.

Una de las capacidades del modelo es la inclusión de la medición Run-up, estimada

en la alta resolución interna de la red, donde los términos de aceleración lineal y la



fricción del fondo se mantienen. Si el elemento de cálculo es seco o sumergido, se

toma en términos de la profundidad total de agua como se muestra a continuación:

Para elementos sumergidos:

Para elementos secos:

La condición inicial para el modelo consiste en una descripción de la deformación de la

superficie marina, teniendo en cuenta esto, se asume que la topografía de la superficie

del mar se aproxima a la deformación vertical del fondo marino producido por un

terremoto. El tiempo de evolución de los desplazamientos del fondo marino no está

incluido en la ecuación de conservación de la masa; se debe asumir despreciable este

tiempo cuando la velocidad de propagación de la ola es comparable con la velocidad

de ruptura.

La deformación vertical del fondo marino, producto de un terremoto se determina

mediante expresiones analíticas de la deformación interna de un medio continuo

debido al corte y tensión de las fallas. El modelo considero una ruptura simple de la

geometría y una distribución uniforme de deslizamiento en el plano de la falla. Los

planos de falla usados para estimar la deformación vertical del fondo marino en las

cercanías de los terremotos de 1942, 1958 y 1979, se asumieron como una

distribución uniforme de deslizamiento de 4 metros en un plano de falla de 160km x

70km. la geometría de falla se ajustó aproximadamente a la magnitud y al momento

sísmico del terremoto ocurrido el 12 de Diciembre de 1979. Para el terremoto de 1906

se asumió una distribución de rumbo de 7 metros en un plano de falla de 480km. x

130km. (Satake, 2005)

11.1.3. Resultados de la modelación

Para generar la modelación de “Tunami-n2” se caracterizaron cuatro tipos de

escenarios, cada uno de ellos representando parámetros de la fuente sísmica, es decir

la fase de generación del tsunami.



Tabla 11-1: Parámetros de tsunamis sintéticos de la modelación Esmeraldas (Ecuador).

PARÁMETROS ESCENARIO 1 ESCENARIO 2 ESCENARIO 3 ESCENARIO 4

Longitud de ruptura de falla (Km) 160 160 160 480

Ancho (Km) 70 70 70 130

Profundidad (Km) 15 15 15 15

Strike (°) 35 30 25 30

Dip (°) 30 30 30 30

Rake (°) 90 90 90 90

Desplazamiento (m) 4 4 4 7

Mo (Dina x cm) 2.24 x 10 28 2.24 x 10 28 2.24 x 10 28 2.24 x 10 28

Mw 8.2 8.2 8.2 8.8

Coordenadas 1.9014° N - 79.8436° O

0.71314°N - 80.6536°O

0.5961°S - 81.2611°W

0.5961°S - 81.2611°W

11.1.3.1. Resultado de los tsunamis sintéticos

El tiempo de llegada de la altura de la ola del primer registro máximo y del registro

máximo registrados en el mareómetro.

Tabla 11-2. Resultados de altura de la ola para diferentes escenarios.

ESCENARIO DE MODELACION PRIMER REGISTRO

MÁXIMO REGISTRO MÁXIMO

1 0.7m @ 23 min 1.2 m @ 90min

2 1.3 m @ 19 min 2.3 m @ 116min

3 0.5 m @ 36 min 0.5 m @ 36 min

4 2.7m @ 17 min 4.3.m @ 88 min

El tiempo de llegada de la altura de la ola del primer registro máximo y del registro

máximo para el escenario 4 en las diferentes ubicaciones.

Tabla 11-3: Resultado de altura de ola para el escenario 4 en las diferentes ubicaciones de lectura.

UBICACIÓN PRIMER REGISTRO

MÁXIMO REGISTRO MÁXIMO

1 Km offshore esmeraldas 2.5m @ 15 min 2.5 m @ 15 min

Tide Gauge 2.7 m @ 17 min 4.3 m @ 88 min

Riverside 1 2.5 m @ 21 min 2.5 m @ 21 min

Riverside 2 2.3m @ 26 min 2.3.m @ 26 min



11.1.4. Aplicación de las correlaciones

Debido a que las correlaciones necesitan parámetros de entrada como magnitud,

distancia epicentral, profundidad, y tipo de mecanismo focal a continuación se

definirán estos parámetros con base en los tsunamis sintéticos mostrados en la tabla

Tabla 11-1.

Con las coordenadas de los sismos y con las coordenadas de los puntos de ubicación

de lectura (1 Km offshore esmeraldas, Tide Gauge, Riverside 1 y Riverside 2)

obtenidas de “Google Maps”, se calcularon las distancias epicentrales de los cuatro

escenarios.



Tabla 11-4: Calculo de la distancia epicentral.

ESCENARIO COORDENADAS UBICACIÓN COORDENADAS SISMO

COORDENADAS COSTA

DIFERENCIA (km) DISTANCIA

EPICENTRAL (km)

Longitud Km/º Latitud Km/º Región (Puerto de Esmeraldas) Ecuador Latitud Longitud Latitud Longitud Latitud Longitud

1

111.32 111.13 1 Km offshore esmeraldas 1.90 -79.84 1.00 -79.64 99.67 22.86 102.26

111.32 111.13 Tide Gauge 1.90 -79.84 0.99 -79.65 101.27 21.55 103.54

111.32 111.13 Riverside 1 1.90 -79.84 0.96 -79.63 104.23 23.57 106.86

111.32 111.13 Riverside 2 1.90 -79.84 0.96 -79.64 105.12 23.21 107.66

2

111.32 111.13 1 Km offshore esmeraldas 0.73 -80.65 1.00 -79.64 30.36 113.03 117.04

111.32 111.13 Tide Gauge 0.73 -80.65 0.99 -79.65 28.76 111.71 115.36

111.32 111.13 Riverside 1 0.73 -80.65 0.96 -79.63 25.80 113.74 116.63

111.32 111.13 Riverside 2 0.73 -80.65 0.96 -79.64 24.90 113.38 116.08

3

111.32 111.13 1 Km offshore esmeraldas -0.60 -81.26 1.00 -79.64 177.89 180.66 253.54

111.32 111.13 Tide Gauge -0.60 -81.26 0.99 -79.65 176.28 179.34 251.47

111.32 111.13 Riverside 1 -0.60 -81.26 0.96 -79.63 173.33 181.37 250.87

111.32 111.13 Riverside 2 -0.60 -81.26 0.96 -79.64 172.43 181.00 249.99

4

111.32 111.13 1 Km offshore esmeraldas -0.60 -81.26 1.00 -79.64 177.89 180.66 253.54

111.32 111.13 Tide Gauge -0.60 -81.26 0.99 -79.65 176.28 179.34 251.47

111.32 111.13 Riverside 1 -0.60 -81.26 0.96 -79.63 173.33 181.37 250.87

111.32 111.13 Riverside 2 -0.60 -81.26 0.96 -79.64 172.43 181.00 249.99



Debido a que el modelo “Tunami-N2” genera una distribución de olas a través del

tiempo, dando como resultado la altura de la ola en función del tiempo después del

sismo. Para el caso de las correlaciones, estas solo pueden calcular la altura máxima

del evento en los tres diferentes sectores independiente del tiempo de llegada, por lo

cual se comparó el registro máximo de altura de la ola de la modelación de las

Esmeraldas con el sector 2 (mareógrafo) de las correlaciones como se muestra en la

Tabla 11-5.

Tabla 11-5. Comparación de escenarios para la altura de la ola entre el registro máximo de la modelación con “Tunami-N2” y las correlaciones para el sector 2.

ESCENARIO Mw PROFUNDIDAD

(Km)

LONGITUD EPICENTRAL

(Km)

ALTURA DE LA OLA (m)

ERROR RELATIVO

(%) SECTOR 2

CORRELACIONES

MODELACION ARREAGA-

VARGAS REGISTRO MAXIMO

1 8.2 15.0 103.5 2.2 1.2 83.3

2 8.2 15.0 115.4 2.2 2.3 5.9

3 8.2 15.0 251.5 1.9 0.5 279.9

4 8.8 15.0 251.5 2.6 4.3 39.9

Se asume un mecanismo focal inverso debido a que el ángulo “rake” es positivo (90°),

por otro lado los parámetros “dip”, “rake” y “strike”, no se tuvieron en cuenta porque las

correlaciones asumen el mecanismo focal general sin descripción alguna de estos

parámetros.

Los resultados muestran una gran diferencia de altura de la ola para los cuatro tipos

de escenarios con errores de hasta el 280%, sin embargo, debido a lo explicado en el

alcance de este proyecto y a través del capítulo 4 las correlaciones carecen de

muchos parámetros morfológicos, topográficos, entre otros, que si tiene en cuenta el

modelo. En los cuatro escenarios las correlaciones mostraron alturas de ola superiores

a los de la modelación, por lo cual se podría hablar de una sobreestimación de la

amenaza.



Tabla 11-6. Comparación entre puntos de medición de altura de la ola entre el registro máximo de la modelación con “Tunami-N2” y las correlaciones para el sector 2.

LUGAR DE MEDICION PROFUNDIDAD

(Km)

LONGITUD EPICENTRAL

(Km)

ALTURA DE LA OLA (m) ERROR

RELATIVO (%)

SECTOR 2 CORRELACIONES

MODELACION ARREAGA-

VARGAS FIRST MAXIMUM

1 Km offshore esmeraldas 15 253,5383657 2,5849 2,5 3,4

Tide Gauge 15 251,474842 2,5876 2,7 4,2

Riverside 1 15 250,8716269 2,5885 2,5 3,5

Riverside 2 15 249,9900194 2,5896 2,3 12,6

Como se vio en la Tabla 11-6 para el escenario 4 se muestra una mejor relación entre

las alturas de ola calculadas por las correlaciones y las obtenidas por al modelación, lo

que nos puede indicar que con magnitudes de sismo muy grandes (Mw>8.5) la

divergencia entre los valores se reduce considerablemente.

Tabla 11-7. Parámetros de descripción de la fuente para las correlaciones multivariadas.

PARAMETROS ESCENARIO 4 ESCENARIO 1, 2 Y 3

MAGNITUD 8,8 8,2

LONGITUD DE RUPTURA FALLA (Km) 1302,429122 419,7114524

DESPLAZAMIENTO RUPTURA (cm) 710,1520603 109,7843767

Para los cálculos de longitud de ruptura de falla y desplazamiento de ruptura se

utilizan las ecuaciones citadas en el capítulo7.1.1, si se comparan los valores

supuestos para los tsunamis sintéticos y los resultados por dichas ecuaciones se ve

una gran diferencia, la longitud de ruptura de falla para los escenarios 1, 2 y 3, fue

prevista de 160 km, mientras que para las correlaciones la longitud de ruptura es de

480 km. A su vez, el desplazamiento de rupturainicial era de 2 metros mientras que

para las correlaciones es de 1.1 metros.

De esta misma manera se puede comparar el escenario 4, siendo el más significativo

para la amenaza debido a que su magnitud es muy grande en comparación con los

otros escenarios. Para el tsunami sintético se tiene una longitud de ruptura de falla de

480 km y un desplazamiento de ruptura de 7 metros, mientras que en las ecuaciones

usadas para las correlaciones estiman un valor de 1302 km y 7.1 metros

respectivamente.



Lo anterior explica por qué los valores de altura de la ola para las correlaciones dan

mucho mayores a los establecidos por el modelo. Como referencia histórica se tiene el

tsunami de Indonesia (2004) el cual ha sido el evento más catastrófico registrado

gracias a que su longitud de ruptura de falla fue cercana a 1600 km lo que hizo posible

que se extendiera por todo el océano Índico llegando a costas tan lejanas como las de

Madagascar.

Lo más importante es comparar el parámetro de inundación horizontal ya que las

correlaciones no están hechas para predecir el comportamiento en la propagación,

sino más para determinar la altura máxima puntual con la cual se halla dicha

inundación. A continuación en la Tabla 11-8se muestran los valores máximos de altura

de la ola para la etapa de inundación.

Tabla 11-8. Comparación de la altura máxima de la ola antes de la inundación entre el registro máximo de la modelación con “Tunami-N2” y las correlaciones para el sector 3.

LUGAR DE MEDICION PROFUNDIDAD

(Km)

LONGITUD EPICENTRAL

(Km)

ALTURA DE LA OLA (m)

ERROR RELATIVO

(%) SECTOR 3

CORRELACIONES

MODELACION ARREAGA-

VARGAS FIRST MAXIMUM

1 Km offshore esmeraldas 15 253,5383657 26,29462546 8 228,7

Tide Gauge 15 251,474842 26,30160018 8 228,8

Riverside 1 15 250,8716269 26,30364978 8 228,8

Riverside 2 15 249,9900194 26,30665413 8 228,8

Para determinar la altura máxima de la ola en la modelación de las Esmeraldas

(Ecuador), se utilizó un parámetro de amplificación de ola de 2, debido a que su

máximo registrado fue de 4 metros y su cuota de inundación es de 8 metros, en

contraste las correlaciones no utilizan una cota de inundación sino que se basan en

determinar la longitud de inundación horizontal teniendo como punto de referencia la

costa. Por tal motivo se buscó en el mapa de inundación (Arrega-Vargas, et al) tres

zonas para comparar el valor de inundación horizontal, estas zonas se muestran en la

Ilustración 11-2.



Ilustración 11-2. Carta de inundación por tsunami en la provincia de Esmeraldas. Las líneas rojas representan la inundación horizontal de cada uno de los tres puntos para los que se

compara el modelo de Arreaga-Vargas et al y las correlaciones multivariadas. Adaptado de (Satake, 2005)

Para calcular la pendiente secante de la costa en cada uno de los puntos para cada

sector se midió la longitud en planta desde la costa hasta la cota de inundación

máxima en la carta de inundación y se tomó un valor de altura de 8 metros, después

de esto se calculó la altura máxima de la ola para las correlaciones tipo 3 sector 3, por

último se aplicó la correlación de inundación tipo 2 utilizando como parámetros de

entrada los mencionados anteriormente para calcular la inundación horizontal. a

continuación en Tabla 11-9 se muestran los resultados.



Tabla 11-9. Comparación de la inundación horizontal entre los resultados de la modelación con el modelo “Tunami-N2”y la correlación de inundación tipo 2.

ZONA ALTURA DE LA OLA

(m) CORRELACIONES SECTOR 3

PENDIENTE PROMEDIO COSTA (%)

INUNDACION HORIZONTAL (m)

CORRELACION INUNDACION

TIPO 2

MODELACION ARREAGA-VARGAS –CARTA DE AMENZA

H=8m

1 26,3 2,04 584,7 500

2 26,3 1,54 655,8 660

3 26,3 0,75 1078,1 1350

Los resultados de inundación horizontal para la correlación de inundación tipo 2 fueron

superiores en comparación con el modelo de las Esmeraldas, en la zona 1 la

inundación horizontal fue de 584 metros, mientras que lo reflejado en la carta de

inundación fue de 500 metros. Para la zona 2, los valores fueron de 655 metros y 660

metros respectivamente, y finalmente para la zona 3 los valores obtenidos fueron de

1078 metros y 1350 metros. Se debe resaltar que a pesar de la diferencia entre los

valores, los resultados son acertados en la medida que las correlaciones tienen un

grado de incertidumbre mencionado anteriormente, y a su vez los coeficientes de

correlación múltiple entre parámetros de la misma no son del 100%, lo que implica que

si se mejoran las correlaciones en cuanto a obtener un mejor coeficiente de

correlación múltiple también puede disminuirse la diferencia entre modelos avanzados

y este modelo de grado 1 para la fase de inundación.



12. CARACTERIZACIÓN CASO PILOTO (TUMACO)

Tumaco-Nariño-Colombia

Dada las posibilidades de ocurrencia que existen de tsunami en el Pacífico colombiano

y por los eventos documentados del mismo, se afirma que la ciudad de Tumaco

ubicada en el sur de la costa del Pacífico colombiano en el departamento de Nariño,

está en una zona de amenaza inminente de tsunami; esta ciudad de aproximadamente

161.490 habitantes, para el censo del año 2005 realizado por el Departamento

Administrativo Nacional de Encuesta (DANE) y con un incremento moderado de

crecimiento demográfico (se estiman 220.000 habitantes para el presente año), tiene

una vulnerabilidad muy alta debido a su exposición y sistemas constructivos, dando

como resultado un potencial de daño grande, por lo que se puede decir que está

expuesta a un gran riesgo ante estos eventos. (Departamento Administrativo Nacional

de Estadística DANE, 2005) Como se explica en el capítulo 2.5.3.2.

Este capítulo se concentrara únicamente en la evaluación de la amenaza por tsunami

para esta ciudad, sin embargo se analizara a grandes rasgos la vulnerabilidad y el

riesgo al cual puede estar sometida.

Así mismo, se hará un enfoque de la ciudad desde diferentes aspectos descritos a

continuación, esta información junto a lo explicado en el capítulo Tsunami de origen

sísmico serán las bases para definir los tsunamis sintéticos (tsunamis generados a

partir de datos hipotéticos pero probables de ciertos parámetros) y la construcción de

los mapas de amenaza.

12.1. MARCO DE ANALISIS

12.1.1. Descripción Regional.

El municipio de Tumaco, en el Pacífico Colombiano, es un conjunto de tres islas

cercanas a la costa, que se encuentran frente al mar abierto y expuestas al efecto de

un tsunami en cualquier momento (Ilustración 12-1). Tumaco es un municipio

colombiano del departamento de Nariño, ubicado a 300 kilómetros de San Juan de

Pasto. La región constituye una franja con orientación norte-sur, que se extiende, a lo

largo de más de 850 kms., desde Punta Ardita en la frontera con Panamá, hasta el río

Mataje en la frontera con Ecuador, y desde la cresta de la cordillera Occidental (y el

Nudo de Los Pastos en la Cuenca del Patía) hasta la zona litoral del Pacífico. (Fondo

para la Proteccion del Medio Ambiente FEN, 1993)



Ilustración 12-1. Departamento de Tumaco-Nariño. (El Heraldo, 2010)

12.1.2. Geografía

Tumaco se extiende en sentido Occidente - Oriente y se encuentra en el Sureste

Colombiano en la región pacifica, ubicado a los 2º - 48' - 24'' de latitud norte; 78º - 45' -

53'' de longitud al oeste del Meridiano de Greenwich, como se puede ver en la Grafica

12-1.Tiene una extensión de 3.760 Km2 los cuales representan un 12.11% del

departamento. Tumaco limita por el norte con el océano Pacífico y Francisco Pizarro

(Nariño), por el sur con la república del Ecuador, por el oriente con Roberto Payan y

Barbacoas, ambos en Nariño y por el occidente con el océano Pacífico (Fondo para la

Proteccion del Medio Ambiente FEN, 1993).

Tiene una altura de dos metros sobre el nivel del mar. La bahía de Tumaco,

comprendida entre Punta del Cocal hasta Punta de Cascajal, forma el archipiélago del

mismo nombre, integrado por las islas de Tumaco, la Viciosa y el Morro, hoy unidas

por un puente. Tumaco es el mayor de los 64 municipios nariñenses y su vasto

territorio está integrado por su casco urbano y una extensa zona rural. Tumaco es la

segunda ciudad del departamento de Nariño y el segundo puerto marítimo en la costa

pacífica.

En lo correspondiente a su parte hidrográfica, el municipio cuenta con tres ríos muy

importantes, que se incluyen en el sistema de cuencas hidrográficas como lo son los

ríos Mira, Patía y Micay, los cuales forman parte de la vertiente del Pacífico. Posee

además, características muy particulares por su posición espacial, convirtiéndolo en

una zona influyente gracias a ser lluviosa, con bosques húmedos tropicales. El bosque



de manglar es el principal medio de asociación vegetal, propio de la región, que al

interrelacionarse con la gran variedad de fauna silvestre registran y aportan al

departamento de Nariño, amplias posibilidades para el desarrollo económico, y no sólo

a nivel local y regional, sino nacional. (Dirección General Marítima DIMAR, 2003)

Grafica 12-1: Ubicación geográfica de Tumaco, Nariño. (Dirección General Marítima DIMAR,

2003)



12.1.3. Morfología

La franja costera Pacífica abarca las cuencas de la vertiente occidental de la cordillera

Occidental, entre la divisoria de aguas de los ríos Calima y Dagua y la frontera con el

Ecuador, con excepción de la cuenca del Alto Patía aguas arriba de la Hoz de

Minamá. La cumbre de la cordillera Occidental alcanza sus máximas elevaciones en

los Farallones de Cali (2.200 m), el cerro de Munchique (3.012 m), el cerro

Guayas (2.950 m), el cerro Guapí (2.970 m) y los volcanes nevados de Cumbal (4.764

m) y Chiles (4.748 m). Al occidente de la cordillera la topografía desciende a una

distancia de 50 a 70 km hasta la elevación de 100m, más allá aparecen suaves

colinas, terrazas y planicies costeras. Numerosos ríos grandes y torrentosos han

excavado profundos cañones al descender hacia el océano Pacífico: Dagua,

Anchicayá, Raposo, Mayorquín, Cajambre, Agua Sucia, Timba, Yurumanguí, Naya,

San Juan de Micay, Saija, Bubuey, Timbiquí, Guajuí, Ouapí, Iscuandé, Patía, Telembí

y Mira. Los ríos Patía y Mira llegan al mar con grandes caudales. Las mareas del

océano Pacífico frente a Buenaventura y Tumaco alcanzan hasta 4.39 y 3.47 m

respectivamente. Su influencia se manifiesta hasta 50 km tierra adentro en el área del

delta del río Mira y unos 80 km en el delta del Patía. (Fondo para la Proteccion del

Medio Ambiente FEN, 1993)

12.1.4. Hidrogeología

Grafica 12-2: Geografía de Tumaco. (Tomado de: Fondo para la protección de medio ambiente FEN, 1993)



Los sedimentos aluviales no consolidados, como gravas, arenas y limos en los deltas

de los ríos Mira y Patía y en los cauces bajos del Dagua, Anchicayá, Naya, San Juan

de Micay y Guapi, así como los aluviones costeros del resto del litoral tienen acuíferos

locales de extensión variable. En estos materiales hay dos tipos de acuíferos:

costaneros, los cuales son lentes de agua dulce que yacen sobre y rodeados por agua

salada. Las aguas salinas penetran fácilmente dentro de los acuíferos por el gran

número de canales superficiales comunicados directamente con el mar. Los acuíferos

continentales, saturados con agua dulce, están lo suficientemente alejados de la costa

por lo cual solo tienen una interfase con el agua salada, como en la región de Chilví.

Bajo los sedimentos aluviales no consolidados y en una banda al occidente de la

cordillera Occidental se localiza una sucesión del Terciario compuesta por las

formaciones Suruco, Buenaventura, Tumaco y Pato. La formación Suruco -del

Eoceno- tiene caliza, lidita, arenisca calcárea, lutita silícea y conglomerado en la base;

la formación Buenaventura del Oligoceno- areniscas y arcillolitas calcáreas; la

formación Tumaco -del Mioceno- lutita calcárea, arenisca y calizas fosilíferas; y la

formación Pato-del Plioceno- está compuesta de conglomerados, limolitas y areniscas,

lentes carbonosos, tobas y cenizas. En general, las rocas de la cordillera Occidental

son impermeables. Sin embargo, se encuentran algunos acuíferos locales de

extensión variable con rocas sedimentarias y marinas del Cretáceo de baja

permeabilidad: liditas, limolitas, calizas y flujos basálticos intercalados en la serranía

de cerro Timbiquí al cerro Góngoras en Nariño y Cauca y en la formación Ampudia,

dentro del Valle del Cauca. (Fondo para la protección de medio ambiente FEN, 1993)

12.1.5. Batimetría de la región pacifica

Los mapas batimétricos de la Costa Pacífica colombiana muestran la existencia de

una plataforma continental estrecha en la región norte, donde la isobata de 200 m está

muy cerca de la costa, aproximadamente a 15 km, mientras que al sur se extiende

hasta la isla Gorgona, situada a 55 km. En esta franja las profundidades no superan

los 200 m. La zona cercana a la costa se caracteriza por la presencia de áreas poco

profundas que emergen durante las mareas bajas y que son conocidas localmente

como "bajos". Los sedimentos que bordean la Costa Pacífica colombiana están

constituidos principalmente por lodos terrígenos al norte de Cabo Corrientes y por

lodos arenosos terrígenos al sur. Esta región posee una plataforma sedimentaria más

ancha debido a la abundancia de ríos. (Fondo para la protección de medio ambiente

FEN, 1993)



12.1.6. Topografía

De acuerdo al informe de zonificación geotécnica de licuación de Tumaco el

levantamiento topográfico muestra un perfil representado en la Ilustración 12-2 con un

tramo de 1.6 km desde el cerro el Morro hasta el batallón de infantería. La topografía

de Tumaco se encuentra bajo reserva militar por la presencia del batallón de infantería

en el Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC).

Ilustración 12-2. Perfil Topográfico Faro Tumaco - Batallón de Infantería. (Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS, 2003)

12.1.7. Geología

El litoral sur colombiano del pacifico se caracteriza por un cinturón sedimentario que se

angosta gradualmente de sur a norte.

A unos 40 o 60 kilómetros al este de la costa se presenta una falla con rumbo NNE-

SSW, que separa la cuenca sedimentaria de época terciaria de las rocas ígneas y

metamórficas de la cordillera occidental. La cuenca sedimentaria sigue más al

occidente de la lineal costera con espesores de hasta 10 km., y como continuación de

la cuenca sedimentaria de los ríos Atrato- San Juan. (Ramírez González, 1980)



La región litoral se puede dividir en tres zonas paralelas y topográficamente distintas:

1. El cinturón costero bajo, de 3 a 5 km de ancho, afectado por las mareas.Sin

embargo, los efectos de la marea se observan en todos los ríos de la costa hasta

unos 12 km arriba de su desembocadura. Los grandes deltas o bocanas de los

ríos principales forman numerosas islas cubiertas por selva de mangle. En

algunas partes hay cultivos de palma, plátanos, etc.

2. Una amplia región de unos 35 a 45 km de anchura se encuentran entre la zona

anterior y el pie de la cordillera con altura de hasta 500 m.s.n.m.

3. La zona montañosa de la cordillera occidental que su vertiente pacifica envía sus

aguas por valles perpendiculares a la costa. El rio Patía es el único rio que se abre

paso por la cordillera para verter sus aguas al océano pacifico.

Depósitos cuaternarios recientes, constituidos por cascajos y arenas sueltas o por

lodos y arcillas, cubren todas las partes bajas de los valles, así como la zona baja

de la de la costa, hasta unos diez kilómetros al este de la orilla del mar.

12.1.7.2. Descripción geológica fuera de la costa

Según Ramírez González (1980), frente a Tumaco la llanura costera continua por

abajo del mar descendiendo lentamente hasta unos 100 km de distancia, en donde la

profundidad del fondo marino aumenta rápidamente desde unos 600 metros hasta los

3200 metros en una distancia de solo 20 km, constituyendo el escarpe que limita la

plataforma continental del pacifico colombiano. A partir de aquí se encuentra la gran

fosa oceánica, que en dirección NE se prolonga hasta la latitud de 5º N.

Esta plataforma está constituida por sedimentos oceánicos, que descansan sobre la

base del manto, del cual están separados por la discontinuidad de Mohorovicic. Según

las investigaciones sísmicas realizadas en la zona están a una profundidad de 16 a 19

km, hacia la costa esta profundidad va siendo mayor hasta llegar a los 30 km al entrar

en el continente.

La parte sedimentaria frente a la costa está formada por tres capas , una inferior de

10km de espesor con una densidad de 3 ton/m3 y una velocidad de onda sísmica de

6.8 km/s esta capa se va asiendo mayor al acercarse a la costa. Encima de esta capa

existe otra intermedia de uno 5km de espesor, cuya densidad se supone de 2. 3



ton/m3 y una velocidad de3.2 km/s; también esta capa va aumentando de espesor al

acercándose a la costa, en donde su densidad aumenta y su velocidad de onda es

cercana a los cuatro km/s. Por último en la parte superior existe una delgada capa de

sedimentos no consolidados, cuyo espesor cerca de la costa es aproximadamente de

medio kilometro y en el extremo de la plataforma llega a dos km. La densidad de esta

capa varía entre 1.63 ton/m3 en la superficie hasta 2 ton/m3 en su base y la velocidad

de onda sísmica va en aumento de 1.7 km/s hasta 2.4 km/s.

12.1.8. Sismicidad regional

La región occidental de Suramérica se encuentra dentro del cinturón de fuego del

Pacifico, en esta región la mayoría de las placas de la corteza interactúan mediante

procesos de expansión y colisión originando eventos como sismos y erupciones

volcánicas. La placa de nazca subduce bajo la placa de Suramérica a lo largo de la

costa pacífica colombiana, asociando a este movimiento sismos de gran magnitud y de

gran devastación.

El territorio colombiano está ubicado en una zona donde convergen tres principales

placas tectónicas al sureste de los Andes se encuentra la placa Suramericana, al norte

se encuentra la placa del Caribe y al occidente de los Andes se encuentra la placa de

Nazca (Ilustración 12-3), la cual converge hacia el este 6 cm/año, movimiento relativo

con la placa Suramericana. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)



Ilustración 12-3. Sismicidad regional del pacifico. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2010)

12.1.9. Sismicidad en Colombia

12.1.9.1. Subducción de la placa de Nazca en la zona de Nariño

. La principal zona de amenaza sísmica en Colombia se encuentra localizada en la

zona de subducción entre las placas de Nazca y Suramérica (Ilustración 12-4), en el

último siglo se registraron cuatro grandes sismos en la zona, en 1906 con magnitud de

8.8 (Mw), 1942 con magnitud de 7.6 (Mw), 1958 con magnitud de 7.7 (Mw) y 1979

con magnitud de 8.8 (Mw). (Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS,

2003). En esta fuente se han generado los dos más grandes terremotos con posterior

tsunami del país. El primero ocurrido en 1906 y el segundo en 1979.La geometría de

esta zona de subducción sugiere que la placa presenta distintos segmentos separados

probablemente por fracturas dentro del manto litosférico



Ilustración 12-4. Sismicidad en Colombia. (Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS, 2007)

El segmento del Cauca, corresponde a la porción de placa oceánica de Nazca que

subduce bajo el territorio colombiano, limitado al sur por el segmento del Ecuador que

presenta una orientación oblicua el cual genera un rompimiento entre el límite de la

placa oceánica entre Ecuador y Colombia. En dicho segmento del Cauca, se han

generados varios sismos relacionados con el proceso de subducción. Existe una

sismicidad con epicentros localizados a más de 30 kilómetros asociados con los

movimientos a lo largo de las fallas normales generadas por la flexión de la placa

oceánica. El gran sismo de Tumaco de 1906 corresponde a este mecanismo de

deformación (INGEOMINAS, 2003).

En segundo lugar se tienen fallas inversas y de rumbo a lo largo de la zona de

contacto entre las placas oceánica y continental o zona de Benioff. El sismo

significativo más reciente ocurrido en dicho segmento fue el 12 de diciembre de 1979

con magnitud de Ms entre 7.7 y 7.9, este sismo generó un tsunami que produjo

grandes daños y cerca de 400 víctimas entre muertos y desaparecidos en el

suroccidente del país. Según el Estudio General de Amenaza Sísmica de Colombia: El

segmento del Cauca constituye probablemente la fuente sismogénica de más

destrucción en el país; la magnitud última posible para los sismos originados allí puede



ser del orden de 8.6 en la escala Ms. (Instituto Colombiano de Geología y Minería

INGEOMINAS, 2003).

La zona subducción del pacifico se puede describir en tres segmentos norte, centro y

sur. Los segmentos se encuentran frente a las costas de Colombia y Ecuador. La

proyección de las fallas en Colombia se muestra en la Ilustración 12-5, haciendo

énfasis en los segmentos especificados anteriormente (Asociación Colombiana de

Ingeniería Sísmica, 2009).

Ilustración 12-5. Proyección de los segmentos en la fosa colombiana. El segmento 35 corresponde a la subducción norte, el segmento 36 corresponde a la subducción centro, y el

segmento 37 corresponde a la subducción sur. Adaptado de (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)



Segmento norte:

Ubicado entre 5.5° y 7.5 ° de latitud, frente a la costa norte del departamento de

Choco, con azimut de 310° y 170 km de longitud. Este segmento se caracteriza por

mayores profundidades para la fosa de Colombia. Al norte termina con la elevación en

la zona de falla de Jordán, al sur del archipiélago de las Perlas. La terminación del

segmento en el sur se localiza frente al cabo Corrientes donde converge la falla Hey la

cual es el límite sinestral entre la placa de Nazca y el bloque Coiba. La sismicidad en

esta zona es superficial (<60 Km), y el aumento en profundidad se genera hacia el

noreste concentrado sobretodo en los extremos del segmento. El mayor sismo

registrado en este segmento alcanza una magnitud de 7.4 (Mw) registrado el 20 de

Enero de 1904.la costa en este segmento se caracteriza por un frente montañoso que

se eleva abruptamente generando una costa rocosa empinada en acantilados y

variando en depósitos aluviales, playas y manglares.

En el segmento se observan dos concentraciones principales de sismos, la primera

corresponde a la parte posterior denla fosa en la zona de acoplamiento denominada

sismicidad interplaca, donde se alcanzan profundidades de 10 y 50 km. La segunda

concentración de sismicidad corresponde a la zona contigua al segmento anterior en la

frontera con Panamá, en esta zona se superponen diferentes procesos tectónicos

generando fallas corticales. La falla se caracteriza por los siguientes parámetros:

magnitud de momento inicial (Mwo) de 4, una magnitud de momento final (Mwu) de 8.6,

los valores de hasta indican que para cada fuente sísmica se tienen en

cuenta todas las magnitudes posibles. El tamaño de la fuente es de 2.44E+04. La

distribución de sismicidad en profundidad para este segmento se muestra en

Ilustración 12-6.

Ilustración 12-6. Distribución de sismicidad en profundidad para la sección norte del segmento Chocó, la parte superior representa el perfil topográfico de la parte central de la sección.




Segmento centro:

Este segmento se encuentra localizado frente a la costa sur de Chocó, entre 4.0° y

5.5° de latitud, con 20° de azimut en un tramo de 160 km de longitud. El extremo norte

es perpendicular a la falla Hey y se separa de ésta por una elevación en el fondo del

océano. El límite sur corresponde a un cambio de dirección de la fosa ubicado en el

centro de expansión fósil de Buenaventura. La sismicidad en este segmento es

superficial (<60 Km), concentrada principalmente en el norte del segmento y

aumentando hacia el oriente bajo las cordilleras occidental y central. El mayor sismo

registrado en este segmento alcanzó una magnitud de 7.2 (Mw) el día 19 de

Noviembre de 1991 y en la zona de Benioff, con una magnitud de 7.2 (Mw) el día 23

de Noviembre de 1979. El segmento se caracteriza por una sección perpendicular

característica de una zona de subducción, cerca de la costa se encuentra un plano de

Benioff con 40° de buzamiento que alcanza 210 km de profundidad bajo la cordillera

central. Las concentraciones sísmicas en esta zona corresponden a dos fuentes, la

primera asociada al acoplamientointerplaca en la zona de subducción con sismicidad

de 10 y 30 km. La segunda concentración corresponde a la zona de Benioff

caracterizada con una sismicidad intermedia de 70 a 200 km con distancias entre 200

y 350 km desde la fosa. La falla se caracteriza por los siguientes parámetros: magnitud

de momento inicial (Mwo) de 4, una magnitud de momento final (Mwu) de 8.6, los

valores de hasta indican que para cada fuente sísmica se tienen en cuenta

todas las magnitudes posibles. El tamaño de la fuente es de 4.08E+04.La distribución

de sismicidad en profundidad bajo el centro-oeste de Colombia para este segmento

se muestra en Ilustración 12-7.

Ilustración 12-7. Distribución de sismicidad en profundidad bajo el centro-oeste de Colombia para el segmento Caldas, la parte superior representa el perfil topográfico de la parte central de

la sección. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)



Segmento sur:

El segmento sur representa el tramo sur del centro e expansión fósil de Buenaventura

frente a las costas del Valle, Cauca, Nariño y el norte de Ecuador, este segmento está

ubicado entre 0° y 4° de latitud y 40° de azimut, con una longitud de 550 km. El límite

sur de este segmento se encuentra en el extremo nororiental de la cordillera de

Carnegie. Paralelo a la fosa se localiza el graben de Yaquina. La actividad sísmica

está distribuida en dos bandas paralelas, al primera, cercana a la fosa y con sismos

superficiales (<30 km), y la segunda con sismos más profundos (40 km). El mayor

sismo en este segmento se registró el 31 de enero de 1906 con una magnitud de 8.8

(Mw). La sección vertical está representada por una geometría horizontal en los

primeros 100 km, y posteriormente una inclinación de 30° alcanzando 100 km de

profundidad en el sur de Colombia y bajo el norte de Ecuador. A diferencia de los

anteriores segmentos, éste, se ha comportado de manera diferente entre un ciclo

sísmico y el siguiente, este comportamiento es típico de zonas de subducción la cual

puede generar un gran terremoto o pequeños eventos sucesivos. La falla se

caracteriza por los siguientes parámetros: magnitud de momento inicial (Mwo) de 4,

una magnitud de momento final (Mwu) de 8.9, los valores de hasta indican

que para cada fuente sísmica se tienen en cuenta todas las magnitudes posibles. El

tamaño de la fuente es de 8-07E+04.

Los mayores sismos se han registrado en este segmento el 31 de enero de 1906 y el

12 de diciembre de 1979. . La distribución de sismicidad en profundidad bajo el

suroeste de Colombia para este segmento se muestra en Ilustración 12-8.

Ilustración 12-8. Distribución de sismicidad en profundidad bajo el suroeste de Colombia para el segmento sur, la parte superior representa el perfil topográfico de la parte central de la sección.




12.1.9.2. Evaluación de la amenaza sísmica

El cálculo de amenaza sísmica permite determinar diferentes valores de parámetros

de intensidad y desplazamiento en los puntos de interés donde se requiera calcular el

nivel de amenaza.

A partir de los segmentos descritos anteriormente se conocen parámetros como las

fuentes sísmicas, los patrones de atenuación de ondas en cada segmento, y los

efectos de la geología local se pueden calcular la amenaza sísmica considerada como

la sumatoria de los efectos de la totalidad de las fuentes sísmicas y la distancia de

cada fuente (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009). La amenaza

mostrada en la siguiente expresión, se expresa en término de las tasas de excedencia

de intensidades a:

∑ ∫

Donde la sumatoria abarca las fuentes sísmicas N, es la probabilidad de

que la intensidad exceda un cierto valor, representan las magnitudes del sismo

dada para todo y es el sitio del sismo. Las funciones son las tasas de

actividad de las fuentes sísmicas. La integral desde hasta indica que para

cada fuente sísmica se tienen en cuenta todas las magnitudes posibles.

La ecuación de amenaza sísmica seria exacta si las fuentes sísmicas fueran puntos,

en realidad estas fuentes representan volúmenes por lo que los epicentros no solo

pueden ocurrir en los centros de las fuentes sino en cualquier punto dentro del

volumen correspondiente. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

12.1.9.3. Probabilidad de excedencia y periodos de retorno

La amenaza sísmica se expresa en términos de la tasa de excedencia de valores de

intensidad sísmica. Para las normas colombianas de diseño y construcción sismo

resistente estiman los parámetros asociados con el sismo de diseño, y los

parámetros asociados al sismo de seguridad limitada. El sismo de diseño se

encuentra establecido para que el nivel de amenaza tenga una probabilidad de

excedencia del 10% en una vida útil de 50 años. El sismo de seguridad limitada tiene



asociada una probabilidad de excedencia del 20% en un periodo de retorno de 50

años. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

La probabilidad q se representa por medio de la siguiente expresión:

Donde representa la aceleración horizontal del terreno. La expresión anterior

representa la probabilidad de que se exceda un valor definido de aceleración

horizontal.

El periodo de retorno es el tiempo medio de recurrencia en años de un evento que

tiene una aceleración horizontal mayor o igual a , representado por la siguiente

expresión:

La probabilidad se define para un mínimo evento que tenga una aceleración mayor

o igual a , y un tiempo de exposición t, este parámetro se calcula de acuerdo a la

siguiente expresión:

(

*

Las curvas de excedencia de magnitud para cada fuente sismogénica requerida

(Subducción Norte, Subducción Centro y Subducción Sur) para la evaluación de

amenaza por tsunami en el caso piloto se presentan a continuación.

Ilustración 12-9. Tasa de excedencia para la falla Subducción Norte (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)



Ilustración 12-10. Tasa de excedencia para la falla Subducción Centro. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

Ilustración 12-11. Tasa de excedencia para la falla Subducción Sur. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

12.1.9.1. Sismicidad instrumental

Desde la implementación del primer sismógrafo en el año 1922 dio pie a la creación de

una red sismográfica que ha ido evolucionando. En el año 1993, se puso en

funcionamiento la Red Sismológica Nacional, la cual cuenta con 18 estaciones de

corto periodo y 13 estaciones de banda ancha operadas por el “Ingeominas”, adicional

a esto existen 7 estaciones activas operadas por la Red Nacional de Acelerógrafos de

Colombia (RNAC). (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)



12.1.9.2. Sismicidad histórica

Para el estudio de la sismicidad en Colombia, los sismos históricos registrados son de

gran importancia. Dentro de estos estudios se encuentra el primer sismo registrado en

Popayán, además de registros de eventos de gran magnitud en el país, como el

terremoto y posterior tsunami de Tumaco en 1906.

La sismicidad histórica es una gran herramienta para la disposición de información un

evento especifico. Sin embargo la confiabilidad de los datos muchas veces genera

falta de criterio en la interpretación de los datos. Parámetros con precisión como

coordenadas epicentrales, hacen que los resultados obtenidos sean válidos o no de

acuerdo al origen de esta información. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica,

2009)

Ilustración 12-12. Sismicidad en Colombia 1990-2006. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2009)



12.1.10. Procesos Históricos

12.1.10.1. El terremoto y el tsunami del 31 de enero de 1906

El miércoles 31 de enero de 1906, a las 10:36 a.m. hora local, se registró un sismo de

magnitud 8.8 (Mw), considerado como uno de los más grandes registrados en la

historia sísmica del mundo. Su epicentro fue localizado en el Mar Pacífico, cerca de la

costa norte ecuatoriana, en 1.0º latitud norte y 80.0º longitud occidental, con una

profundidad superficial. El evento se sintió en toda la región Pacífica y Andina de

Colombia y Ecuador. Los daños más graves ocurrieron en las poblaciones costeras de

los departamentos de Nariño y Cauca, y en la provincia de Esmeraldas (Ecuador). El

tsunami alcanzo alturas de ola hasta de 5 m. (E. Rudolph, 1991)

En San Juan de la Costa el último terremoto del 31 de enero de 1906 a las 10:35 a.m.

hora local se produjo un tsunami formado por varias olas, que causaron mayores

daños que las vibraciones causadas por el sismo en las poblaciones costeras

comprendidas entre Tumaco y Guapi.

Se describe el evento por el padre J.S Esnaola, quien estaba presente en San Juan

“La onda sísmica trajo a San Juan de la Costa en la dirección oeste a este, o sea del

mar hacia tierra. Más o menos tres minutos después, vino una ola, o mejor dicho todo

el mar cubrió por completo la isla arrasando casas y todo lo que encontró a su paso”

(Ramirez, 1969)

O como sucedió en las playas de Tumaco; “20 minutos más tarde llegó una segunda

ola, la cual igualmente pasó sin causar daños, sin embargo, más tarde se notó que

una de las dos islas que protegían a la ciudad había sido arrasada por el mar. Varias

casas ubicadas en la costa fueron tumbadas por la ola, otras fueron averiadas

fuertemente, pero no hubo ninguna víctima. En la costa de tierra firme la situación fue

muy diferente. En una distancia de 80-100 km había muchas poblaciones y

plantaciones que fueron destruidas sin excepción, como también lo fueron aquellas

localizadas a lo largo de los muchos ríos, la mayoría probablemente por la gran ola de

marejada que siguió al terremoto. La pérdida en vidas humanas se estima en total en

500-1000; sin embargo, es probable que la cifra exacta jamás se conozcan.” (E.

Rudolph, 1991)

Por circunstancias especiales favorables en Tumaco, la ciudad no fue arrasada

completamente por el tsunami, ya que este se presentó en tiempo de marea baja y



además Tumaco estaba protegida de las olas por las islas que hay delante de la

ciudad que servían como rompe olas.

El terremoto principal tuvo una extensión de mínimo 450 km, en la cual se manifestó

con sacudida vertical en la región. El sismo tuvo una duración según algunos testigos

de la época de entre 2 a 5 minutos, lo cual indica que depende de la ubicación de los

testigos se puede sentir más o menos fuerte el sismo y por ende variar la percepción

del tiempo. (Satake, Tsunamis, 2007)

Las playas pertenecientes a los municipios de Tumaco, Francisco Pizarro (Salahonda),

Mosquera, Olaya Herrera (Bocas de Satinga), La Tola, El Charco, Santa Bárbara

(Iscuandé), Guapi y Timbiquí, quedaron inundadas por el tsunami y murieron muchas

personas ahogadas. En Guapi todas las casas quedaron destruidas por el temblor y

el pueblo quedó inundado por el tsunami. El Charco y Bocagrande fueron destruidos

casi en su totalidad resultando muchos muertos. En Tumaco, los mayores daños

fueron ocasionados por el movimiento sísmico el cual dejó destruidas y averiadas

algunas casas. En Barbacoas colapsaron 30 casas a la orilla del Río Telembí. En

Ecuador por su parte se registraron daños en Esmeraldas, donde cayeron 30 casas.

En Otavalo quedó destruido el templo y varias viviendas, y en Ibarra colapsó el Palacio

Episcopal. Además de esto se registraron efectos de licuación en Boca Grande,

Tumaco, Cabo Manglares y Esmeraldas. (Instituto Colombiano de Geología y minerìa

INGEOMINAS, 2011)

En cuanto a datos concretos, como la longitud epicentral, magnitud del sismo y demás,

para la época era bastante difícil verificar los datos suministrados por los observadores

del evento, además que para entonces los sismógrafos y demás aparatos de medición

estaban muy recientes y no estaban difundidos en todo el globo como si lo están hoy

en día, por otro lado el invento de escalas de magnitud para cuantificar la energía

liberada por un sismo no se inventó sino hasta 1935, en donde se denominó a esté

como uno de los seis eventos que más energía cinética ha liberado en la historia y lo

cuantifico con una magnitud de 8.9 en la escala de Richter (Gallego, 2010), sin

embargo estudios hechos advirtieron que la escala se saturo, por lo tanto, en las

bases de datos actuales este evento se registra con magnitud de 8.8 en la escala de

momento (Mw) (Instituto Colombiano de Geología y minerìa INGEOMINAS, 2011).

Este evento está marcado por la recopilación de datos observados in situ. Sin

embargo el dato más preciso que se tiene es con respecto al epicentro, el cual estuvo

cerca de las esmeraldas, con dirección de falla Norte-Sur.



Ilustración 12-13. Curvas isosistas. Tomado de (Prieto, Foshi, Ventura, Finn, Ramos, & Prada, 2011)

A nivel regional el evento se sintió por toda la costa pacífica hasta el Atrato y en

cuanto a la región andina en Medellín y Bogotá también se sintió, la devastación en las

costas pacificas de Colombia y Ecuador fue generalizada, también las poblaciones

cercanas a los ríos fueron afectadas, como el caso del charco en donde los efectos de

la licuefacción se vieron presentes igual que en la costa.

Ahora bien, en cuanto a los efectos alejados de la región costera de Colombia y

Ecuador, el tsunami se propago por el pacifico, en la isla de Hawái, la estación de

Honolulú tuvo registro del evento en el mareógrafo, todo el complejo de islas corroboro

lo registrado cuando las olas golpearon todas las costas cercanas; Por ejemplo, la isla

Maui (situada al noreste) “En la hora señalada el agua se retiró de la costa a una

distancia de varios cientos de metros, y los barcos que estaban anclados en el puerto

giraban con la corriente, volviendo la proa hacia la costa. La playa quedó totalmente

seca a todo lo largo y ancho de tal forma que durante un corto período de tiempo fue



posible caminar encima sin peligro, pero de repente las masas de agua retornaron con

ruidoso estruendo y alcanzaron una altura de 2 1/2 m”. (E. Rudolph, 1991); El

testimonio anterior aclara que los tsunamis que se han generado por sismos en la

costa colombiana tienen un gran alcance, posiblemente pueden ser transoceánicos,

aunque no de alto impacto en esa ocasión, puede que en algún momento esta

posibilidad se dé.

12.1.10.2. El terremoto y el tsunami del 12 de diciembre de 1979

Cuando apenas habían pasado 15 días del desastroso terremoto de magnitud de 6.7

en la escala de Richter del día 23 de noviembre y se empezaban a cuantificar los

graves daños anteriores, se presentó el nuevo terremoto fuera de la costa suroeste del

pacifico frente a la ciudad de Tumaco (Nariño), registrado en Bogotá a las 3 horas 00

minutos y 33.5 segundos de la madrugada (hora local) del día 12 de diciembre.”

El evento ocurrió el miércoles 12 de diciembre de 1979, a las 2:59 a.m. hora local

(07:59 UT), su epicentro fue localizado en el Océano Pacífico, a 75 kilómetros de la

costa de Tumaco, en 1.602º N y 79.363º W, con una magnitud de 8.1 (Mw), y a una

profundidad hipocentral de 33 kilómetros. El evento se caracterizó por un mecanismo

focal inverso, con ángulos “strike” de 30° y 181°, ángulos “dip” de 16° y 76°, y ángulos

“rake” de 69° y 96°.

Este sismo originó un tsunami que afectó las costas de los departamentos de Nariño y

Cauca, especialmente la zona comprendida entre Guapi y San Juan de la Costa.

Según observaciones de testigos, fueron entre 2 y 3 violentas olas con una altura

mayor a 6 m, las cuales arrastraron a su paso personas, animales, viviendas y enseres

La extraordinaria energía desarrollada por este sismo puso en conmoción a todos los

sismógrafos del mundo, de modo que los centros sismológicos extranjeros se

apresuraron a transmitir al mundo la noticia de sus existencias y su aproximada

localización. Se trataba del segundo temblor mundial de esa categoría que se

presentaba en todo ese año de 1979; El anterior había sido también un día doce tres

meses antes en septiembre, con epicentro en el oeste de nueva guinea. En cambio

para Colombia era el más violento desde 1906, en que cerca del mismo epicentro

había ocurrido uno de los terremotos catalogados como de los más fuertes conocidos

y que había causado también numerosas víctimas y considerables daños en toda la

costa colombiana del pacifico (Ilustración 12-14)



Ilustración 12-14. Devastación del terremoto de 1979 (Castrillón, 2005)

El de diciembre, tuvo tres movimientos fuertes que tuvieron una duración aproximada

de 5 minutos, pasados los días se contaron más de 10 réplicas y aunque tuvo su

epicentro también en el mar, fuera de la costa en Ecuador no se notificaron grandes

daños ni se señaló alguna víctima mortal, sin embargo causo severos daños y

numerosas víctimas (centenares de muertos y 2.000 desaparecidos) en el sector

costero de Nariño y parte del Cauca, sobre todo por las varias olas que los siguieron.

“Su fuerza se hizo sentir en toda la nación lo mismo que en Ecuador, Panamá y oeste

de Venezuela hasta Caracas”. (Ramírez González, 1980).

Este tsunami fue originado por un sismo de magnitud 7.7 en la escala de Richter a una

profundidad de 33 kilómetros, tuvo gran impacto en la población del Charco, donde

viven más de 4000 personas, el sismo y las olas destruyeron las todas construcciones

hechas en palafitos sobre los manglares;, dejando 43 muertos, 300 heridos y 50

desaparecidos, La segunda población más afectada fue la cercana al puerto de

Tumaco a 85 km del epicentro donde quedo afectado cerca del 10% de la ciudad, que

en aquella época contaba con una población de 80.000 habitantes de los cuales 38

murieron, 400 tuvieron heridas graves y se desaparecieron 7 personas. Los efectos de

la licuación y subsidencia en la costa fueron generalizados, más aun algunas islas

próximas a la costa desaparecieron debido al hundimiento (60 centímetros

aproximadamente) producto de la licuación. (Ilustración 12-15)



Ilustración 12-15. Licuación de Tumaco producida por el terremoto del 12 de Diciembre de 1979 (INGEOMINAS-IGAC, 2005).

Afortunadamente, la onda del tsunami ocurrió en marea baja, igual que en 1906, este

factor y las islas próximas a la costa actuando como rompeolas naturales ayudaron a

minimizar la destrucción posiblemente del orden de tres veces menos. También hubo

registro de este evento en las islas Hawaianas, donde 12 horas más tarde arribaron

olas de 10 a 40 centímetros en las costas de las islas Hilo, Kahului y Nawiliwi.

(Gallego, 2010).

Por último el daño ocurrido, provocó que las vías de abastecimiento principal de las

poblaciones y de la ciudad de Tumaco quedaran inservibles, producto de esto llego la

escases de alimentos y medicamentos, por consiguiente las enfermedades se

comenzaron a propagar (enfermedades gastrointestinales y de desnutrición) producto

del consumo de agua contaminada.

12.1.11. Vulnerabilidad

Tumaco es un montículo de tierra en el que las casas se apiñan formando un tapiz sin

espacios, solo un par de calles atraviesa el territorio. El crecimiento de la población en

los últimos años dio lugar a que la gente llenara la isla hasta las playas, las casas son

construidas una seguida de otra con estrechos pasos peatonales y urbanizaciones que

literalmente le han quitado espacio al mar, sin embargo lugares como las isla el Morro

se encuentran poco habitados (Ilustración 12-17). A pesar de la existencia de la isla

del Morro y la ubicación del municipio en el territorio continental se dio un gran

crecimiento sobre la isla de Tumaco debido al comercio y el centro administrativo. Las

casas son hechas en madera sobre unos pilotes aproximadamente de cuatro metros



sobre el nivel del mar, llamadas construcciones palafíticas (Ilustración 12-16),

inseguras e ilegales donde viven la gran mayoría de habitantes, estas construcciones

palafiticas son más vulnerables en caso de un evento sísmico y posterior tsunami.

(Castrillón, 2005)

Ilustración 12-16. Construcciones palafiticas. (Castrillón, 2005)

Ilustración 12-17. Crecimiento de la población sobre la playa. (WILCHES-CHAUX, 2010)

Otra causa de vulnerabilidad es el potencial de licuación que tienen los terrenos de

Tumaco, cuando este proceso ocurre el suelo puede descender varios metros y

facilitar una inundación Ilustración 12-18.



Ilustración 12-18. Mapa de licuación potencial de Tumaco. (Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS, 2003)



13. EVALUACIÓN DE LA AMENAZA CASO PILOTO

13.1. VARIABLES

La evaluación de la amenaza por tsunami para esta zona se puede representar por

medio de mapas de inundación, los cuales representan indirectamente la amenaza

sísmica que afecta a toda Colombia. Además permiten determinar los niveles de

inundación máximos en las principales zonas urbanas. En el ámbito de prevención y

mitigación los mapas tienen una aplicación directa en la planificación urbana regida

por la autoridad municipal, así como planes de evacuación y protección civil.

El análisis de amenaza por tsunami se inicia definiendo las condiciones de generación,

para este caso se tomara la descripción realizada anteriormente con un rango de

magnitudes entre 5 y la máxima magnitud establecida en el estudio de amenaza

sísmica para Colombia de cada una de las tres fuentes variando cada 0.5 dicha

magnitud, en segundo lugar se escogerá una profundidad de sismo general de 15 km

para todos los sismos sintéticos por último, se ejecutara este procedimiento para los

diferentes mecanismos focales.

Tabla 13-1. Magnitudes de momento utilizadas para la evaluación de la amenaza. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

ZONA

Subducción Norte

Subducción Centro

Subducción Sur

5 5 5

5,5 5,5 5,5

6 6 6

6,5 6,5 6,5

7 7 7

7,5 7,5 7,5

8 8 8

8,6 8,6 8,9

Como se ve en la Ilustración 13-1, los puntos A - B representan los bordes de la falla

de subducción norte, B - C representan la subducción centro y C - D la subducción sur.

La amenaza se evaluara para los tres tipos de fuentes, de esta manera para cada

fuente se crearan sismos sintéticos con dos epicentros, los cuales estarán

representados por los puntos mencionados anteriormente.



Ilustración 13-1. Ubicación de los puntos supuestos para la subducción norte, centro y sur por el estudio de amenaza sísmica para Colombia 2009. (Google maps)

Ilustración 13-2. Punto de referencia para el cálculo de la altura máxima de la ola. (Google maps)



La Ilustración 13-2 muestra el punto E, el cual se define como el punto para el cual se

calculara la altura máxima de la ola para los tres tipos de fuentes, es decir representan

el punto de partida desde donde se medirá la distancia epicentral hasta cada uno de

los epicentros A, B, C y D (Tabla 13-2). Por facilidad de cálculo se tomó este punto E

que esta aproximadamente a un kilómetro de la costa.

Tabla 13-2. Coordenadas de los puntos límites de la zona de subducción y el punto de cálculo de altura máxima de la ola.

PUNTO LATITUD º LONGITUD º

A 7,5 -78,5

B 4,5 -78,5

C 2,5 -79,5

D 0,5 -79,5

E 1,831538 -78,763247

Posteriormente se calcula la altura máxima de la ola con la correlación de propagación

tipo 3 en el sector 3 para cada una de las magnitudes. Finalmente se calcula la

inundación horizontal con la correlación de inundación tipo 2 asignando de esta

manera a cada magnitud del sismo una representación de la amenaza equivalente a

un periodo de retorno gracias a los parámetros de recurrencia de las fuentes sísmicas.

Como se dijo en el alcance de este proyecto se tienen limitaciones en cuanto a la

información topográfica, lo cual implica tener un desfase en el resultado de las

inundaciones debido a que la correlación de inundación depende de la pendiente

secante del terreno, por esto, entre mayor pendiente tenga el terreno menor va a ser

su inundación y viceversa.

Es importante aclarar que esto no implica un análisis errado de la inundación debido a

que de la poca información que se obtuvo de Tumaco, se puede concluir que sus

terrenos son llanos es decir de pendientes muy bajas por lo cual al determinar una

pendiente secante del terreno de 0.85% sobreestimara un poco la amenaza.

En conclusión todo el análisis de amenaza se hará bajo el supuesto de la pendiente

anteriormente mencionada y en cuanto a la generación se tomaran tsunamis sintéticos

con origen en las fallas de subducción norte, centro y sur.

Para el cálculo de la distancia epicentral fue necesario determinar el equivalente de

cada grado de latitud y longitud en kilómetros, después de esto se encontró la



diferencia entre coordenadas de cada punto de las fuentes y el punto E, en dirección

Norte y Este, consecuentemente se calculó la hipotenusa del triángulo formado por las

diferencias en km la cual representa la distancia que debe recorrer la ola desde su

origen hasta la costa. Los resultados se muestran a continuación en la Tabla 13-3.

Tabla 13-3. Calculo de distancia epicentral.

Zona Longitud

Km/º Latitud Km/º

Coordenadas Sismo Coordenadas Costa

Punto E Diferencia (km) Distancia

Epicentral (km) Punto Latitud Longitud Latitud Longitud Latitud Longitud

Subducción Norte

111,32 111,13 A 7,50 -78,50 1,83 -78,76 629,96 29,30 630,64

111,32 111,13 B 4,50 -78,50 1,83 -78,76 296,56 29,30 298,00

Subducción Centro

111,32 111,13 B 4,50 -78,50 1,83 -78,76 296,56 29,30 298,00

111,32 111,13 C 2,50 -79,50 1,83 -78,76 74,29 82,01 110,66

Subducción Sur

111,32 111,13 C 2,50 -79,50 1,83 -78,76 74,29 82,01 110,66

111,32 111,13 D 0,50 -79,50 1,83 -78,76 147,98 82,01 169,19

Tabla 13-4. Tipo y porcentaje de mecanismo predominante en cada zona de subducción. Adaptado de (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

ZONA TIPOS DE MECANISMOS

RUMBO % NORMAL% INVERSO%

SUBDUCCION NORTE 0 0 100

SUBDUCCION CENTRO 8.34 66.66 16.66

SUBDUCCION SUR 0 41.66 58.34

13.2. RESULTADOS

A continuación, se mostraran los resultados en las tablas, las cuales contienen tipo de

mecanismo focal, magnitud Mw, distancia epicentral, profundidad, distancia

hipocentral, longitud de ruptura de falla, desplazamiento de ruptura, altura máxima de

la ola en la costa, inundación horizontal, altura Run-up y periodo de retorno.

Estos resultados están representados en mapas de amenaza, los cuales muestran la

inundación horizontal en la isla del Morro, Tumaco y parte del continente, esta se toma

desde el límite costero hacia tierra firme por medio de una escala de colores que

representa cada magnitud de sismo y su alcance máximo de inundación. Además de

esto se puede observar las zonas de no inundación o zonas seguras. Por último con



estos mapas se podría determinar qué tipo de construcciones se verán afectadas para

los diferentes casos.

En total se realizaron 15 mapas, 12 vinculados a tsunamis sintéticos probables, 2

representando la posible inundación que sufrió Tumaco en los eventos históricos de

1906 y 1979, finalizando con la representación de un tsunami sintético poco probable

pero extremo de magnitud 9 (Mw). Los mapas mencionados se encuentran en el

anexo A, a continuación se muestra un ejemplo de dichos mapas.

Ilustración 13-3. Ejemplo mapa de amenaza por tsunami (Tumaco) representa la subducción sur, mecanismo focal inverso, longitud epicentral de 110.66 km, profundidad del sismo de 15

km y magnitudes (Mw) entre 5 - 8.9.



Ilustración 13-4. Detalle de la inundación horizontal para la isla de Tumaco y la isla el Morro.



Tabla 13-5. Resultados de inundación horizontal para la fuente sísmica de subducción norte - mecanismo focal inverso

SUBDUCCIÓN NORTE

INVERSO

MAGNITUD Mw

DISTANCIA EPICENTRAL

(Km)

PROFUNDIDAD (Km)

DISTANCIA HIPOCENTRAL

(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)


ALTURA MÁXIMA DE

LA OLA EN LA COSTA (m)

INUNDACIÓN HORIZONTAL

(m)

ALTURA RUN-UP (m)

PERIODO DE

RETORNO (Años)

5 297,999 15 298,38 1 0,005202549 0,697910912 29,30 0,19561466 1,25

5,5 297,999 15 298,38 2,569425711 0,024654255 1,249947056 51,91 0,346529191 2,5

6 297,999 15 298,38 6,601948484 0,116833549 1,793805782 74,18 0,495208195 5

6,5 297,999 15 298,38 16,96321618 0,553660121 2,322651486 95,83 0,639782969 10

7 297,999 15 298,38 43,58572379 2,623728658 2,841347345 117,07 0,781583 20

7,5 297,999 15 298,38 111,9902793 12,43353424 3,468666555 142,76 0,953078263 50

8 297,999 15 298,38 287,7507031 58,92102188 5,01342492 206,02 1,375381197 100

8,6 297,999 15 298,38 892,9346422 381,1369735 15,24442982 624,97 4,172312731 200

5 630,636 15 630,81 1 0,005202549 0,056704373 3,04 0,020322907 1,25

5,5 630,636 15 630,81 2,569425711 0,024654255 0,608740517 25,65 0,171237437 2,5

6 630,636 15 630,81 6,601948484 0,116833549 1,152599242 47,92 0,319916441 5

6,5 630,636 15 630,81 16,96321618 0,553660121 1,681444947 69,58 0,464491216 10

7 630,636 15 630,81 43,58572379 2,623728658 2,200140806 90,82 0,606291246 20

7,5 630,636 15 630,81 111,9902793 12,43353424 2,827460016 116,51 0,77778651 50

8 630,636 15 630,81 287,7507031 58,92102188 4,372218381 179,76 1,200089443 100

8,6 630,636 15 630,81 892,9346422 381,1369735 14,60322329 598,72 3,997020978 200



Tabla 13-6. Resultados de inundación horizontal para la fuente sísmica de subducción centro - mecanismo focal inverso

SUBDUCCIÓN CENTRO

INVERSO

MAGNITUD Mw


(Km)

PROFUNDIDAD (Km)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)


ALTURA MÁXIMA DE



(m)

ALTURA RUN-UP (m)

PERIODO DE

RETORNO (Años)

5 297,999 15 298,38 1 0,005202549 0,697910912 29,30 0,19561466 1,5

5,5 297,999 15 298,38 2,569425711 0,024654255 1,249947056 51,91 0,346529191 3

6 297,999 15 298,38 6,601948484 0,116833549 1,793805782 74,18 0,495208195 5

6,5 297,999 15 298,38 16,96321618 0,553660121 2,322651486 95,83 0,639782969 11

7 297,999 15 298,38 43,58572379 2,623728658 2,841347345 117,07 0,781583 25

7,5 297,999 15 298,38 111,9902793 12,43353424 3,468666555 142,76 0,953078263 50

8 297,999 15 298,38 287,7507031 58,92102188 5,01342492 206,02 1,375381197 100

8,6 297,999 15 298,38 892,9346422 381,1369735 15,24442982 624,97 4,172312731 200

5 110,658 15 111,67 1 0,005202549 1,539653603 63,77 0,425728584 1,5

5,5 110,658 15 111,67 2,569425711 0,024654255 2,091689748 86,38 0,576643114 3

6 110,658 15 111,67 6,601948484 0,116833549 2,635548473 108,65 0,725322118 5

6,5 110,658 15 111,67 16,96321618 0,553660121 3,164394178 130,30 0,869896893 11

7 110,658 15 111,67 43,58572379 2,623728658 3,683090037 151,54 1,011696923 25

7,5 110,658 15 111,67 111,9902793 12,43353424 4,310409247 177,23 1,183192186 50

8 110,658 15 111,67 287,7507031 58,92102188 5,855167612 240,49 1,60549512 100

8,6 110,658 15 111,67 892,9346422 381,1369735 16,08617252 659,44 4,402426655 200



Tabla 13-7. Resultados de inundación horizontal para la fuente sísmica de subducción centro - mecanismo focal normal

SUBDUCCIÓN CENTRO

NORMAL

MAGNITUD Mw


(Km)

PROFUNDIDAD (Km)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)


ALTURA MÁXIMA DE LA

OLA EN LA COSTA (m)


(m)

ALTURA RUN-UP (m)

PERIODO DE

RETORNO (Año)

5 297,999 15 298,38 1,276616949 0,015524272 -4,212974724 0,00 0 1,5

5,5 297,999 15 298,38 3,053855509 0,05659903 -3,415262541 0,00 0 3

6 297,999 15 298,38 7,305271543 0,206351078 -2,615350335 0,00 0 5

6,5 297,999 15 298,38 17,475284 0,752323269 -1,807781378 0,00 0 11

7 297,999 15 298,38 41,80344962 2,742851197 -1,644130906 0,00 0 25

7,5 297,999 15 298,38 100 10 -0,973168317 0,00 0 50

8 297,999 15 298,38 239,2147081 36,45841237 -0,042040757 0,00 0 100

8,6 297,999 15 298,38 681,2920691 172,1690393 1,23597808 51,33 0,34271038 200

5 110,658 15 111,67 1,276616949 0,015524272 -2,112087362 0,00 0 1,5

5,5 110,658 15 111,67 3,053855509 0,05659903 -1,314375179 0,00 0 3

6 110,658 15 111,67 7,305271543 0,206351078 -0,514462972 0,00 0 5

6,5 110,658 15 111,67 17,475284 0,752323269 0,293105984 12,72 0,084949904 11

7 110,658 15 111,67 41,80344962 2,742851197 1,127719045 46,90 0,313114743 25

7,5 110,658 15 111,67 100 10 2,058846606 85,03 0,567664522 50

8 110,658 15 111,67 239,2147081 36,45841237 3,336865442 137,37 0,91704674 100

8,6 110,658 15 111,67 681,2920691 172,1690393 6,72943373 276,29 1,844500232 200



Tabla 13-8. Resultados de inundación horizontal para la fuente sísmica de subducción centro - mecanismo focal de rumbo

SUBDUCCIÓN CENTRO

RUMBO

MAGNITUD Mw


(Km)

PROFUNDIDAD (Km)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)



OLA EN LA COSTA (m)


(m)

ALTURA PERIODO DE

RETORNO (Año)

RUN-UP (m)

5 297,999 15 298,38 0,719685673 0,004780653 -13,34870392 0,00 0 1,5

5,5 297,999 15 298,38 2,011738042 0,020917647 -11,00282289 0,00 0 3

6 297,999 15 298,38 5,623413252 0,091524731 -8,667000953 0,00 0 5

6,5 297,999 15 298,38 15,71913238 0,400464573 -6,357511099 0,00 0 11

7 297,999 15 298,38 43,93970561 1,75222448 -4,113812154 0,00 0 25

7,5 297,999 15 298,38 122,8247006 7,666822075 -2,019823443 0,00 0 50

8 297,999 15 298,38 343,3320018 33,54602186 -0,194699681 0,00 0 100

8,6 297,999 15 298,38 1178,768635 197,1840557 1,993173468 82,34 0,549710932 200

5 110,658 15 111,67 0,719685673 0,004780653 -6,992090488 0,00 0 1,5

5,5 110,658 15 111,67 2,011738042 0,020917647 -4,646209453 0,00 0 3

6 110,658 15 111,67 5,623413252 0,091524731 -2,310387519 0,00 0 5

6,5 110,658 15 111,67 15,71913238 0,400464573 -0,000897665 0,00 0 11

7 110,658 15 111,67 43,93970561 1,75222448 2,24280128 92,56 0,617953681 25

7,5 110,658 15 111,67 122,8247006 7,666822075 4,336789991 178,31 1,190404101 50

8 110,658 15 111,67 343,3320018 33,54602186 6,161913753 253,05 1,689352763 100

8,6 110,658 15 111,67 1178,768635 197,1840557 8,349786903 342,64 2,287469122 200



Tabla 13-9. Resultados de inundación horizontal para la fuente sísmica de subducción sur - mecanismo focal inverso

SUBDUCCIÓN SUR

INVERSO

MAGNITUD Mw


(Km) PROFUNDIDAD

(Km)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km) DESPLAZAMIENTO

RUPTURA (cm)

ALTURA MÁXIMA DE



(m)

ALTURA PERIODO DE

RETORNO (Año) RUN-UP (m)

5 169,186 15 169,85 1 0,005202549 1,180488943 49,06 0,327540872 0,5

5,5 169,186 15 169,85 2,569425711 0,024654255 1,732525088 71,67 0,478455402 1,25

6 169,186 15 169,85 6,601948484 0,116833549 2,276383813 93,94 0,627134406 3,3

6,5 169,186 15 169,85 16,96321618 0,553660121 2,805229518 115,59 0,771709181 10

7 169,186 15 169,85 43,58572379 2,623728658 3,323925377 136,84 0,913509211 25

7,5 169,186 15 169,85 111,9902793 12,43353424 3,951244587 162,52 1,085004474 50

8 169,186 15 169,85 287,7507031 58,92102188 5,496002952 225,78 1,507307408 167

8,9 169,186 15 169,85 1572,973157 969,3631061 35,40335598 1450,47 9,683319402 1000

5 110,658 15 111,67 1 0,005202549 1,539653603 63,77 0,425728584 0,5

5,5 110,658 15 111,67 2,569425711 0,024654255 2,091689748 86,38 0,576643114 1,25

6 110,658 15 111,67 6,601948484 0,116833549 2,635548473 108,65 0,725322118 3,3

6,5 110,658 15 111,67 16,96321618 0,553660121 3,164394178 130,30 0,869896893 10

7 110,658 15 111,67 43,58572379 2,623728658 3,683090037 151,54 1,011696923 25

7,5 110,658 15 111,67 111,9902793 12,43353424 4,310409247 177,23 1,183192186 50

8 110,658 15 111,67 287,7507031 58,92102188 5,855167612 240,49 1,60549512 167

8,9 110,658 15 111,67 1572,973157 969,3631061 35,762535 1465,18 9,78151104 1000



Tabla 13-10. Resultados de inundación horizontal para la fuente sísmica de subducción sur - mecanismo focal normal

SUBDUCCIÓN SUR

NORMAL

MAGNITUD Mw


(Km) PROFUNDIDAD

(Km)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km) DESPLAZAMIENTO

RUPTURA (cm)


OLA EN LA COSTA (m)


(m)

ALTURA PERIODO DE

RETORNO (Año) RUN-UP (m)

5 169,186 15 169,85 1,276616949 0,015524272 -3,016822412 0,00 0 0,5

5,5 169,186 15 169,85 3,053855509 0,05659903 -2,219110229 0,00 0 1,25

6 169,186 15 169,85 7,305271543 0,206351078 -1,419198023 0,00 0 3,3

6,5 169,186 15 169,85 17,475284 0,752323269 -0,611629066 0,00 0 10

7 169,186 15 169,85 41,80344962 2,742851197 0,222983995 9,85 0,065780095 25

7,5 169,186 15 169,85 100 10 1,154111555 47,98 0,320329874 50

8 169,186 15 169,85 239,2147081 36,45841237 2,432130392 100,32 0,669712092 167

8,9 169,186 15 169,85 1149,756995 374,1396261 9,90652768 406,39 2,713047784 1000

5 110,658 15 111,67 1,276616949 0,015524272 -2,112087362 0,00 0 0,5

5,5 110,658 15 111,67 3,053855509 0,05659903 -1,314375179 0,00 0 1,25

6 110,658 15 111,67 7,305271543 0,206351078 -0,514462972 0,00 0 3,3

6,5 110,658 15 111,67 17,475284 0,752323269 0,293105984 12,72 0,084949904 10

7 110,658 15 111,67 41,80344962 2,742851197 1,127719045 46,90 0,313114743 25

7,5 110,658 15 111,67 100 10 2,058846606 85,03 0,567664522 50

8 110,658 15 111,67 239,2147081 36,45841237 3,336865442 137,37 0,91704674 167

8,9 110,658 15 111,67 1149,756995 374,1396261 10,81129857 443,44 2,96039223 1000



Tabla 13-11. Resultados de inundación horizontal para dos casos históricos (1906, 1979) y un caso hipotético (1905)

AÑO MECANISMO

FOCAL MAGNITUD

Mw


(Km)

PROFUNDIDAD (Km)


(Km)

LONGITUD DE RUPTURA

FALLA (Km)


ALTURA MÁXIMA DE



(m)

ALTURA RUN-UP (m)

1905 NORMAL 8,8 166 15 166,68 965,7139053 288,8511875 8,275612196 339,60 2,26719139

1906 INVERSO 8,8 166 15 166,68 1302,429122 710,1520603 26,6553822 1092,25 7,291815931

1979 INVERSO 8,1 75,000 33 81,94 347,5230431 80,42765483 6,784054343 278,53 1,859432306

CRITICO INVERSO 9 75,000 15 76,49 1899,715318 1323,188207 48,19805935 1974,41 13,18110966



13.3. ANÁLISIS DE RESULTADOS

Los mapas de amenaza realizados con los resultados obtenidos cuentan con las

siguientes consideraciones: las barreras naturales no se tuvieron en cuenta como

fuentes disipadoras de energía teniendo en cuenta que en eventos históricos como el

de 1979, estas quedaron totalmente inundadas. Además de esto se considera que los

puentes no soportan el impacto de la ola. Finalmente, la inundación horizontal se toma

por todo el contorno de las islas debido al efecto de reflexión de las olas y se

considera que la vegetación no influye en la perdida de energía dado que las

correlaciones no consideran esto. Lo anterior pretende no subestimar la evaluación de

amenaza.

13.3.1. Subducción norte

La subducción norte es la que está más alejada de la zona de estudio, ya que se ubica

frente de la costa del departamento de Chocó en su mayoría, por esta razón la energía

de la ola se reducirá mas ya que este parámetro es directamente proporcional a la

longitud epicentral, sin embargo, como se explicó anteriormente esta zona cuenta con

el 100% de sismos que ocurren con un mecanismo focal inverso, el cual gracias a el

análisis de las correlaciones se pudo designar como el peor caso (alturas de ola

extremadamente grandes); para el caso de longitud epicentral de 630 km, la

inundación horizontal máxima se da con una magnitud de 8.6 Mw (máxima registrada

en esta fuente) alcanzando 598 m. De igual manera con una longitud epicentral de 298

km para la misma magnitud la inundación horizontal máxima es de 625 m.

Para los dos casos la isla de Tumaco y la isla el Morro estas quedan totalmente

inundadas, caso critico debido a que estas islas tienen la mayor concentración de la

población y la infraestructura más importante para el gobierno (Aeropuerto y Batallón

de infantería) respectivamente. En cuanto al continente se alcanza a inundar zonas

importantes como las Camaroneras y Ecopetrol. Las únicas zonas seguras se

encuentran muy alejadas de la costa y en el cerro el Morro. Anexo A, planos 1 y 2.



13.3.2. Subducción centro

La subducción centro es una zona intermedia, su importancia radica en que los sismos

ocurren por los tres tipos de mecanismo focales estudiados en el presente proyecto.

Para el caso de longitud epicentral de 298 km, la inundación horizontal máxima se da

con una magnitud de 8.6 Mw (máxima registrada en esta fuente), si se comparan los

mecanismo focales, el inverso inunda 625 m. el normal 51.33 m. y el de rumbo

82.34m, evidenciando la poca energía hidráulica que pueden generar estos dos

últimos mecanismos. Lo mismo ocurre para la longitud epicentral de 110 km, que si

bien al ser más cercana alcanza a inundar desde magnitudes de 7 en adelante para

los mecanismos normales y rumbo contrario a la inversa que inunda desde una

magnitud de 5.

Para el mecanismo inverso las islas Tumaco y el Morro quedan igualmente expuestas

como se explicó en la subducción norte, sin embargo para los mecanismos normal y

de rumbo es mínimo el daño que pueden sufrir permaneciendo con gran porcentaje

de su área como zona segura. Anexo A, planos del 3 al8.

13.3.3. Subducción sur

La subducción sur es el caso más crítico teniendo en cuenta dos principales razones:

la cercanía de la fuente sísmica a Tumaco (distancias epicentrales entre 110. 66 y

169 km) y la magnitud máxima registrada de 8.9 Mw. Razones fundamentales para

incrementar la altura de la ola y por tanto la inundación horizontal.

De todos los mapas realizados bajo el supuesto de sismo sintéticos probables esta

fuente es la que mayor amenaza genera y por tanto mayor riesgo. La inundación

máxima es de cerca de 1.45 km para el mecanismo inverso y de 443 km para el

mecanismo normal, valor alto comparado con el mismo tipo de mecanismo pero en

las diferentes fuentes.

Se da por hecho que la isla el Morro y Tumaco quedaran totalmente inundadas, pero

la relevancia de esta fuente es el impacto que genera en el continente, dejando un

área mínima como zona segura trayendo consigo una catástrofe segura. Anexo A,

planos del 9 al 12.



13.3.1. Casos históricos

El evento del principios de siglo pasado (1906) no cuenta con información sobre el

mecanismo focal del sismo y su magnitud tiene cierta incertidumbre, sin embargo, se

quiso representar el posible efecto causado por este evento, por lo que se calculó la

inundación horizontal para los posible mecanismo focales de la fuente sur (inverso y

normal) y la magnitud máxima registrada (8.9 Mw). Teniendo en cuenta la descripción

del evento en diferentes narraciones se ve como si este hubiera sido un evento fuerte

pero no totalmente devastador, por lo que se puede llegar a pensar que su mecanismo

focal fue inverso, sin embargo esta incertidumbre persiste. Anexo A, plano 13.

Para el evento de 1979 si se tienen datos acerca del mecanismo focal y su magnitud,

este, fue un sismo con epicentro en la zona de subducción sur, mecanismo focal

inverso y con una magnitud de 8.1 Mw. Al generar el mapa de amenaza de este

evento se ve como la inundación de las islas y el continente son muy semejantes a las

zonas que se inundan en épocas de mareas altas como se ve en la Ilustración 13-5.

Ilustración 13-5: Zonas seguras según el tipo de marea. (Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2009)

Sin embargo, por más semejanza entre la inundación por tsunami y por mareas altas,

el potencial de daño de un tsunami es mucho mayor por su gran energía, la cual se

libera al llegar a la costa y solo se disipa cuando choca con las estructuras con un gran

poder destructivo, en contraste al incremento del nivel del mar. Anexo A, plano 14.



13.3.2. Evento crítico

En esta investigación se quiso mostrar un evento extremo (magnitud Mw 9 y distancia

epicentral de 75 km), saliéndose del contexto y valores normales estimados por los

estudios de amenaza sísmica para Colombia debido a que el tsunami del 11 de marzo

de 2011 en Japón dejo expuesto la incertidumbre y las miles de dificultades para

predecir un evento tan catastrófico. La preparación para un evento de magnitud 9 (Mw)

es insuficiente, se debe crear conciencia de la posibilidad de un evento así en nuestro

país con el ánimo de realizar estudios de prevención, mitigación y evacuación bajo una

condición extrema y así preparar al país y a la población para responder

satisfactoriamente a dicha posibilidad.

Como se ve en el Anexo A, plano 15, se pronostica una inundación horizontal de

aproximadamente 2 km donde las zonas seguras casi que desaparecen del mapa.

13.3.3. Discusión

Instituciones como el centro de control de contaminación del pacifico CCCP,

Ingeominas, la Cruz Roja, la defensa civil y la Dirección para la Prevención y Atención

de Desastres entre otras, vienen estudiando la forma de mitigar los efectos de tsunami

en la costa Pacífica. De acuerdo a la revista Cromos 2005, oficiales del CCCP,

organismo adscrito a la armada, realizaron una serie de estudios de tsunamis desde

1996, determinando las zonas de Tumaco que se inundarían en caso de este evento y

cuales zonas quedarían secas, denominadas zonas seguras. Por medio de

investigaciones y modelación de tsunamis se mostró el tamaño y velocidad de las olas

cuando lleguen a las costas, algunas conclusiones de este trabajo determinaron que la

ola llegaría 20 minutos después del sismo, tiempo en el cual la población alcanzaría a

desplazarse hacia las llamadas zonas seguras marcadas en el mapa de amenaza

resultante de la modelación. Ilustración 13-6. (Castrillón, 2005).



Ilustración 13-6. Mapa de amenaza que señala las zonas seguras para evacuación en caso de un tsunami de acuerdo a la CCCP. (Castrillón, 2005)

Las posibles soluciones frente a un tsunami propuestas por los oficiales proponen

alejarse de la playa y no permanecer en la costa baja, no devolverse por objetos

personales, si se está en una embarcación se debe dirigir mar adentro a unos 5600

metros de la costa, alejarse de ríos y permanecer lejos de la costa por unas 12 horas

pues las olas pueden seguir la actividad durante este lapso de tiempo.

El mapa de amenaza determinado por la armada, representa las zonas secas o

seguras (amarillo) y las zonas de inundación (verde). Sin embargo, de acuerdo a las

correlaciones aplicadas en los mapas de amenaza realizados durante la investigación,

se observó que estas zonas seguras o secas en su mayoría se inundaran después de

un evento sísmico fuerte y la inundación posterior a este, como producto de un

tsunami arrasaría con la costa y el territorio de Tumaco. Teniendo en cuenta que un

gran porcentaje de la población vive en construcciones palafíticas que no cuentan con

especificaciones sismoresistenes la catástrofe del evento seria de grandes magnitudes

y muchas pérdidas humanas, por otra parte la isla el Morro que cuenta con

infraestructura muy importante como el aeropuerto La Florida, este al contar tan solo

con 4 m.s.n.m está expuesto a una inundación segura.



En cuanto a la evacuación que se disponga para alguna alerta temprana, esta va a

tener varios problemas. Primero, debido al diseño y ubicación de las construcciones

las vías de evacuación son muy estrechas y están en condiciones no aptas para la

fácil circulación de personas. Segundo, si se logra convocar la gente en las avenidas

principales, estas solo tienen una forma de escape de la isla por medio de un puente

que comunica al continente. Sin embargo, está expuesto directamente al choque del

tsunami por lo cual en un caso hipotético puede arrasar dicho lugar dejando

incomunicada la isla sin posibilidades de evacuación.

Por último los habitantes de la zona, crean un ambiente de gran vulnerabilidad cuando

construyen sus viviendas mar adentro, lo que progresivamente se viene dando, por lo

que indistintamente del tipo de construcción la exposición al evento será directa y muy

peligrosa.



14. CONCLUSIONES

A pesar de tener una base de datos de eventos históricos con registros desde el año

2000 a.c, la carencia de información en los parámetros que definen el mecanismo del

sismo no permite tener en cuenta eventos previos a 1900 debido principalmente a la

ausencia instrumentos de medición, todo esto enfocado si se quiere determinar una

correlación entre el sismo y la altura de la ola.

Así mismo la ausencia de datos en parámetros que definen la morfología de la etapa

de propagación y de la etapa de inundación, no permite incluir estos en un análisis por

medio de correlaciones múltiples para analizar, si estos son representativos o no en

estas dos fases.

Los registros en la base de datos “run-up” incluyen una cantidad de mediciones por

cada evento, sin embargo eventos de gran importancia (magnitud grande) en

ocasiones no cuenta con un número considerable de mediciones, en muchos casos

porque el mismo proceso daña los aparatos de medición.

Si se quiere plantear una correlación lineal múltiple se debe buscar los parámetros que

describan el proceso, entre mayor número de parámetros se tenga se obtendrá un

coeficiente de correlación más cercano a uno, a diferencia de correlaciones de una

sola variable las cuales no describirían correctamente el proceso, esto se pudo

observar con las correlaciones de propagación tipo 1, 2 y 3.

Las correlaciones obtenidas durante este proyecto describen el proceso de inundación

de una manera acertada, sin embargo estas no se pueden utilizar para la descripción

de la propagación del proceso, debido a que no se hace un análisis cronológico y solo

pueden calcular alturas máximas puntuales de la ola. Al darse alturas negativas de ola

en la aplicación de las correlaciones, estas se asumen como alturas de ola igual a

cero.

La correlación de propagación tipo 3 para el sector 3 fue la que se utilizó para calcular

la altura máxima de la ola sin embargo esta es la que más incertidumbre presenta

arrojando coeficientes de correlación múltiple menores que los obtenidos por el sector

1 y sector 2. Analizando esto se puede concluir si se utilizaran los sectores 1 ó 2 y se

aplicara un factor de amplificación de ola podrían ser más acertado el posterior cálculo

de la inundación horizontal.



La suposición de valores para los parámetros que definen el tsunami sintético se debe

hacer teniendo como base la descripción detallada de las fuentes sísmicas a analizar,

refiriéndonos a esto como tipos de mecanismo focales y porcentajes de estos, perfil de

profundidad de sismo, referencia geodésica de las zonas de subducción para el

cálculo de la distancia epicentral, y por ultima tasas de excedencia y valores máximos

y mínimos de magnitud.

Casi todos los modelos tienen como base teórica ecuaciones de conservación de

momento y masa, las cuales están implementadas en un software que las resuelve por

medio de diferencias finitas, por lo que se obtienen datos de gran precisión en la etapa

de generación y propagación, sin embargo estos modelos también están limitados a

los datos topográficos generando dificultades para la estimación de la fase de

inundación.

En cuanto a las fuentes de subducción, la que mayor amenaza genera es la Sur

debido a su cercanía con la costa. Esta fuente es de la que mayor magnitud se tiene

registro, seguida así por la zona centro y la norte. Es de aclarar que la zona sur

presenta periodos de retorno más grandes que las otras dos fuentes para magnitud

mayores a 7, razón por la que su frecuencia es menor pero su potencial destructivo es

gigantesco.

En el análisis de la inundación no se tuvo en cuenta las barreras naturales con las que

cuenta como protección las islas. Se puede decir que es un pequeño factor de

seguridad que estas tienen, para hacer la evaluación de la amenaza con el caso más

crítico. Se supuso que estas barreras pueden desintegrarse ante el impacto de la ola.

El modelo de inundación mediante correlaciones no tiene en cuenta la subsidencia,

seiches o reflexión de olas, si alguno o varios procesos de estos se llegaran a dar, lo

cual es muy probable debido al tipo de subducción de ángulo bajo que tiene el pacifico

colombiano, una máxima altura de la isla está entre los 6-8 metros sin contar el cerro

del faro, zonas de posible licuefacción y cercanía con el continente, dando como

resultado ante cualquier sismo, una inundación permanente del mar y aumentar en 3 o

más veces la inundación horizontal, así como ha pasado en chile 1960 y Japón 2011

por ejemplo.

La evaluación de la amenaza, tampoco incluye la reflexión de las olas en las costas

del continente, que posiblemente pueden chocar de nuevo contra la isla, generando

así los denominados Seiches, los cuales pueden generar periodos de oleaje parecidos

a los de la costa y por tanto una amplificación de la ola nuevamente.



Tumaco está claramente bajo amenaza de tsunami, la población cuenta con una débil

infraestructura y potencial de licuefacción de suelos alta razón por la cual es muy

vulnerable, de manera general se puede decir que cualquier sismo mayor a 7 en la

escala Mw con un epicentro en la zona de subducción sur afectara considerablemente

a la población que se concentra en la isla de Tumaco; Sismos como el de 1906

pueden literalmente desaparecer la isla llegando la inundación hasta el continente.

Si se mira en retrospectiva, eventos pasados en el siglo XX no causaron cifras

mortales como las de Sumatra (2004) o Japón (2011) por razones demográficas, es

decir, antes la población no se concentraba en las ciudades costeras a diferencia de

hoy que pueden ser ciudades capitales o de gran importancia económica. Enfocando

esto a Tumaco, los daños registrados para el tsunami de 1906 no tuvieron una gran

trascendencia para los analistas de la época cobrando la vida de 1500 personas, cifra

lamentable pero no comparable con la población en riesgo de hoy, de más de 160000

habitantes.



15. RECOMENDACIONES

Modelo

Como se explicó durante el documento se escogieron eventos de validez 3 y 4, debido

a que se quería tener una cantidad de vénetos apreciables, sin embargo, puede

hacerse el mismo proceso filtrando la base de datos para solo eventos de validez 4

para obtener resultados más acertados eliminando así la mayor cantidad de

incertidumbre.

Para mejorar las regresiones de las correlaciones multivariadas, se recomienda

incorporar más parámetros de la fuente sísmica, como los ángulos Rake, Strike y Dip;

con esto posiblemente se tendrá que modelar con tsunamis sintéticos asociados a

diferentes ángulos de falla y no en general (Inverso, Normal y Rumbo) como se

implementó en este estudio.

El análisis estadístico se asumió como lineal y de esta manera se obtuvieron todos los

resultados mostrados en los mapas de inundación. Cabe resaltar que este tipo de

eventos tiene varios ajustes, sin embargo para esta investigación se escogió este.

Este tipo de modelación quizás se puede mejorar con ajustes no lineales, pero estos

no se encontraban en el alcance de esta tesis.

Debido a la incertidumbre en los datos del sector 3, ya nombrada anteriormente, se

recomienda encontrar un factor de amplificación de ola para la bahía de Tumaco, con

el cual, utilizando las correlaciones de los sectores 1 o 2 y creando una correlación

para el periodo de la ola (lo cual sería una medida de la energía de la ola) se pueda

estimar más acertadamente la altura máxima de la ola en la costa, para

posteriormente aplicar la correlación de inundación tipo 2. Estudios de mareas en la

costa pueden ayudar a determinar un periodo típico de las olas, comparando este con

el periodo del tsunami puede encontrarse alguna relación de amplificación.

Caso Piloto

La información mostrada en los mapas de amenaza constituye una herramienta

importante para la prevención, mitigación y evacuación. Sin embargo se quiere

recomendar una posible reubicación de la población que se encuentra en amenaza

para sismo menores a 7.5 grados de magnitud, es decir asociado a un evento con

periodo de retorno de 50 años. Es prudente proseguir con los planes de evacuación y

mitigación, concientizando a la población por la amenaza evidente de tsunami pero se



recomienda un cambio en el POT para que se prohíba la construcción de viviendas en

las zonas mencionadas anteriormente y implementando normativas que exijan que las

futuras construcciones tengan una respuesta adecuada ante la ocurrencia de

fenómenos naturales destructivos.



REFERENCIAS

1. Alaska Tsunami Educaton Program ATEP. (2008). Alaska Tsunami Education

Program ATEP. Recuperado el 3 de Mayo de 2011, de

http://www.aktsunami.com/

2. Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica. (2009). Estudio General de

Amenaza Sísmica de Colombia. Bogotá: Asociación Colombiana de Ingeniería

Sísmica.

3. Bergoeing, J., & Protti, M. (2009). Tectónica de placas y sismicidad en América

central. Revista de Geografía , 154-169.

4. Castrillón, G. (2005). Así se prepara Tumaco para un tsunami . Cromos , 46-51.

5. Cornell University. (2011). COMCOT. Recuperado el 22 de Abril de 2011, de

COMCOT: A Tsunami Modeling Package: http://ceeserver.cee.cornell.edu/pll-

group/comcot.htm

6. Departamento Administrativo Nacional de Estadística DANE. (2005). Censo

General 2005. Recuperado el 16 de Marzo de 2011, de

http://www.dane.gov.co/daneweb_V09/index.php?option=com_content&view=a

rticle&id=307&Itemid=124

7. Direccion de Prevención y Atención de Emergencias DPAE. (2011). Remoción

de Masa. Recuperado el 24 de Abril de 2011, de Amenaza, vulnerabilidad y

riesgo: http://www.fopae.gov.co/portal/page/portal/fopae/remocion/avr

8. Dirección General Marítima DIMAR. (9 de Septiembre de 2003). Ubicación

geográfica. Recuperado el 22 de Abril de 2011, de

http://www.cccp.org.co/index.php/component/content/article/49

9. E. Rudolph, S. S. (1991). El terremoto Colombiano del 31 de Enero de 1906.

(H. Meyer, & A. P. Cárdenas, Trads.) Publicaciones ocasionales del

Observatorio Sismológico del Sur Occidente - OSSO , Vol. XI, N° 1, 1911 (1).

10. El Heraldo. (2010). Tumaco, puerto arrasado en 1979, espera con tranquilidad

impacto de olas. Recuperado el 17 de Marzo de 2011, de

http://www.elheraldo.co/nacional/tumaco-puerto-arrasado-en-1979-espera-con-

tranquilidad-impacto-de-olas-11553



11. El Mundo. (27 de Febrero de 2010). El fuerte terremoto registrado en Chile deja

ya 300 muertos. El Mundo .

12. Evans, J. R. (2007). Regression analysis. En J. R. Evans, Statistics Data

Analysis & Decision Modeling (págs. 211-221). New Jersey: Pearson Prentice

Hall.

13. Fondo para la Proteccion del Medio Ambiente FEN. (1993). Geología. En F. p.

FEN, Colombia Pacifico. Bogotá: Fondo para la Proteccion del Medio Ambiente

"Jose Celestino Mutis".

14. Fuhrman, D. R., & Madsen, P. A. (2009). Tsunami generation, propagation, and

run-up with a high-order Boussinesq model. Lyngby: Department of Mechanical

Engineering, Technical University of Denmark,.

15. Gallego, M. (2010). Apuntes de clase "Ingenieria Sismica". En M. Gallego,

Capitulo VI Catálogo de Terremotos.

16. Gribbin, J. (1986). Viejas teorias de la tierra-Expansión de los fondos

oceánicos, deriva continental y tectónica de placas. En La tierra en movimiento

(M. Canals, Trad., págs. 47-50 y 65-86). Barcelona: Salvat.

17. Gutenberg, B. (1939). Internal Constitution of the Earth. En B. Gutenberg,

Internal Constitution of the Earth. Nueva York y Londres: Mc Graw Hill Book

Company Inc.

18. Hunt, R. (2007). Surface effects on the Geologic Environment. En Geological

Hazards A Field Guide for Geotechnical Engineers (págs. 233-260). Taylor &

Francis.

19. Imamura, F., Yalciner, A. C., & Ozyurt, G. (2006). Tsunami modelling Manual

(Tunami model). Sendai, Turquia: Disaster Control Research Center, Tohoku

University.

20. INGEOMINAS-IGAC. (2005). Investigación Integral del Anden Pacifico

Colombiano. Bogotá.

21. Institute of Computational Mathematics and Mathematical Geophysics. (2011).

Tsunami laboratory. Recuperado el 13 de 2 de 2011, de Tsunami general info:

http://tsun.sscc.ru/proj.htm



22. Instituto Colombiano de Geología y minerìa INGEOMINAS. (2011). Calendario

de eventos. Recuperado el 13 de Marzo de 2011, de 31 de Enero de 1906:

http://seisan.ingeominas.gov.co/RSNC/index.php?option=com_jevents&task=ic

alrepeat.detail&evid=245&Itemid=0&year=2011&month=01&day=31&uid=46d5

1e038b0599ae6353fd4611e92a02

23. Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS. (2007). El sismo de

Gorgona del 9 de Septiembre de 2007, Aspectos sismológicos y evaluación de

efecto. Bogotá: Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS.

24. Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS. (2005). Estudio de

microzonificación sísmica de Santiago de Cali. Bogotá: Colombia.

25. Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS. (2003). Zonificación

Geotécnica por Licuación del Casco Urbano del Municipio de Tumaco y sus

Zonas Aledañas. Bogotá: Instituto Colombiano de Geología y Minería

INGEOMINAS.

26. Knott, C. G. (1908). En C. G. Knott, The Physics of Earthquake Phenomena.

London: University of Oxford .

27. Lagos, M., & Gutierrez, D. (2005). Simulación del tsunami de 1960 en un

estuario del centro-sur de Chile. Revista de Geografía Norte Grand , 5-18.

28. Lee, H., & Cho, S. (2005). Quick tsunami forecasting based on database. En K.

Satake, Tsunami Case studies and recent developments (págs. 231-240).

Netherlands: Springer.

29. Levin, B., & Nosov, M. (2009). Physics of tsunamis. Russia: Springer.

30. Muñoz-Martin, A., & Vicente, J. (2010). Calculo del mecanismo focal de un

terremoto . Reduca-Geología , 22-40.

31. National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). (11 de Agosto de

2009). Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis (DART®)

Description. Recuperado el 1 de Mayo de 2011, de

http://www.ndbc.noaa.gov/dart/dart.shtml

32. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (2011). An integrated

aproach to improving tsunami warning and mitigation. Recuperado el 25 de

Febrero de 2011, de http://nctr.pmel.noaa.gov/Oceans99/index.html



33. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (2 de Mayo de 2011).

Great Tohoku Earthquake and Tsunami (northeast Honshu, Japan).

Recuperado el 30 de Mayo de 2011, de

http://www.ngdc.noaa.gov/hazard/honshu_11mar2011.shtml

34. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (20 de Abril de 2011).

National Data Buoy Center. Recuperado el 1 de Mayo de 2011, de

http://www.ndbc.noaa.gov/dart.shtml

35. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (2011). NOAA Center

for Tsunami Research . Recuperado el 25 de Abril de 2011, de Tsunami

Modeling and Research: http://nctr.pmel.noaa.gov/model.html

36. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (3 de Mayo de 2006).

NOAA Center for Tsunami Research. Recuperado el 3 de Abril de 2011, de

FAQ results: http://nctr.pmel.noaa.gov/faq_display.php?kw=most%20model

37. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (2011). NOAA center

for tsunami research. Recuperado el 1 de Mayo de 2011, de About DART

tsunami monitoring buoys: http://nctr.pmel.noaa.gov/Dart/about-dart.html

38. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (2011). NOAA/WDC

Tsunami Runup. Recuperado el 3 de Marzo de 2011, de

http://www.ngdc.noaa.gov/nndc/struts/form?t=101650&s=167&d=166

39. National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA. (2005). Numerical

modeling of the global tsunami: Indonesian tsunami of 26 December 2004.

Science of Tsunami Hazards , 40-56.

40. Observatorio Sismológico de sur occidente OSSO. (2011). Sistema Nacional de

Detección y Alerta de Tsunami, SNDAT. Recuperado el 25 de Febrero de 2011,

de http://www.osso.org.co/tsunami/

41. Philip, L. (2008). Advanced numerical models for simulating tsunami waves and

runup. Singapur: World Scientific Publiching.

42. Prieto, J., Foshi, R. O., Ventura, C., Finn, L. W., Ramos, A., & Prada, F. (2011).

Probability Distribution of Intensity Attenuations for Colombia and Western

Venezuela. Recuperado el 12 de Marzo de 2011, de

http://www.seismosoc.org/publications/BSSA_html/bssa_101-2/2009269-

esupp/#Sec.ACAD



43. Ramírez González, J. E. (1980). En J. E. Ramírez González, Terremotos

Colombianos Noviembre 23 y Diciembre 12 de 1979 (informe preliminar) (págs.

31-39). Bogotá: Instituto Geofísico de los Andes Colombianos, Universidad

Javeriana.

44. Ramirez, J. E. (1969). Historia de los Terremotos en Colombia. Bogotá: Argra.

45. Roy E. Hunt, P. P. (2007). Geologic Hazards. United States of America: CRC

Press, LLC.

46. Satake, K. (2007). Tsunamis. Treatise on Geophysics , 483-511.

47. Satake, K. (2005). Tsunamis Case studies and recent developments.

Netherlands: Springer.

48. Soldano, A. (2009). Conceptos sobre riesgo. Cordoba.

49. Titov, V., & Gonzalez, F. (1997). Implementation and testing of the method of

splitting tsunami (MOST) Model. Seattle: Pacific Marine Environmental

Laboratory.

50. Tsunami Laboratory . (2011). Novosibirsk Tsunami laboratory. Recuperado el

22 de Enero de 2011, de On-Line Catalogs: http://tsun.sscc.ru/nh/tsunami.php

51. U.S Geological Survey USGS. (2010). Earthquake hazards program.

Recuperado el 22 de 4 de 2011, de Focal mechanisms:

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/beachball.php

52. U.S. Geophysical Survey USGS. (2009). Centros de alerta de tsunamis.

Recuperado el 26 de Abril de 2011, de

http://www.prh.noaa.gov/itic_pr/Las%20Grandes%20Olas/tsunami_great_wave

s_cover_3.html

53. U.S. Geophysical Survey USGS. (2009). Colombia Seismicity Map.

Recuperado el 26 de Abril de 2011, de

http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/colombia/seismicity.php

54. U.S. Geophysical Survey USGS. (2009). Earthquake Hazards Program.

Recuperado el 3 de 2 de 2011, de Earthquake Glossary - subduction:

http://earthquake.usgs.gov/learn/glossary/?term=subduction



55. U.S. Geophysical Survey USGS. (2010). Earthquake hazards program.

Recuperado el 15 de Marzo de 2011, de Focal mechanisms:

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/beachball.php


Recuperado el 30 de Abril de 2011, de Magnitude 8.8 - OFFSHORE BIO-BIO,

CHILE: http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/


Recuperado el 2 de Mayo de 2011, de Magnitude 9.0 - NEAR THE EAST

COAST OF HONSHU, JAPAN:

http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2011/usc0001xgp/

58. U.S. Geophysical Survey USGS. (22 de Octubre de 2008). Tsunamis &

Earthquakes. Recuperado el 30 de Abril de 2011, de Life of a Tsunami:

http://walrus.wr.usgs.gov/tsunami/basics.html

59. U.S. Geophysical Survey USGS. (2009). USGS science for a changing word.

Recuperado el 3 de 5 de 2011, de Seismic seiches:

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/seiche.php

60. U.S. Geophysical Survey USGS. (2010). World Seismicity Maps. Recuperado

el Abril de 26 de 2011, de South America:

http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/seismicity/s_america.php

61. USGS, U. G. (5 de Mayo de 1999). Understanding plate motions. Recuperado

el 26 de Abril de 2011, de USGS: http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/fire.html

62. Valenzuela, J. (2007). Diseño Sísmico de Estructuras. La Fuente Sísmica .

63. Villanueva, S. P. (7 de Enero de 2011). Biología y Geología. Recuperado el 6

de Mayo de 2011, de Tema 9: La Tectónica de Placas :

http://biologiaygeologia4oja.blogspot.com/2011/01/tema-9-la-tectonica-de-

placas-sara.html

64. Wijetunge, J., Xiaoming, W., & Philip, L. (2008). Indian Ocean tsunami on 26

December 2004: Numerical modeling of inundation in three cities on the south

of Sri Lanka. Journal of Earthquake and Tsunami , 133-155.



65. WILCHES-CHAUX, G. (5 de Julio de 2010). IMPACTOS SOBRE EL

TERRITORIO COLOMBIANO. Recuperado el 17 de Marzo de 2011, de

http://enosaquiwilches.blogspot.com/2010/07/la-segunda-comunicacion.html



ANEXO A

Contiene 15 mapas a color de inundación en tamaño A3 a escala 1:30.000



ANEXO B

Anexo digital (CD), contiene dos archivos (Excel) en tablas dinámicas de la base de

datos de registros históricos y la base de datos de mediciones Run-up.

EVALUACIÓN DE AMENAZA POR TSUNAMI FRANCISCO JAVIER ...

Documents

Transcript of EVALUACIÓN DE AMENAZA POR TSUNAMI FRANCISCO JAVIER ...