El nuevo riesgo de tsunami: considerando el peor escenario (Resumen)

El gran tsunami del Océano Índico de 2004, dramáticamente marco un antes y un después en la percepción que se tenía del riesgo de tsunami. Este desastre de comienzos del siglo XXI, nos enseño el elevado costo que significa desconocer y subestimar el pasado de territorios que han sido afectados por tsunamis de gran magnitud. Aunque poco frecuentes, ellos representan los peores escenarios conocidos y ahora deben ser considerados con mayor atención, lo que implica proponer nuevas formas de manejar el riesgo. En este trabajo, se destacan las lecciones aprendidas después del tsunami del Sudeste Asiático y se discute sobre que escenario utilizar para determinar el riesgo de tsunami, ejemplificando, con el gran tsunami chileno de 1960 y su impacto en el centro-sur de Chile.

Palabras clave: Tsunami, peor escenario, peligros naturales, riesgo, Chile.

The new tsunami risk: considering the worst scenario (Abstract)

The great Indian Ocean tsunami of 2004 dramatically changed the perception that people had about tsunami risks. This disaster at the beginning of the XXI century, taught us the high cost of ignoring and underestimating the past of territories that have been affected by tsunamis of great magnitude. Although these events are not very frequent, they represent the worst known scenarios and they should now be considered with more attention, implying the need of proposing new forms of managing the risk. In this work, are emphasized the lessons learned after the tsunami in Southeast Asia and it is discussed about which scenarios should be used to better determine tsunami risks, taking the example of the big 1960 Chile tsunami and its impact in the central-south Chile.

Keywords: Tsunami, worst scenario, natural hazards, risk, Chile.

El gran tsunami del sudeste asiático es uno de los peores desastres de la historia. El impacto causado por este tsunami, no sólo nos confirma el continuo aumento de las condiciones de vulnerabilidad, sino que principalmente, deja en evidencia la importancia de diferenciar entre lo improbable y lo imposible. Efectivamente, el terremoto de Sumatra-Andaman, generador del destructor tsunami del 26 de diciembre de 2004, ocurrió donde nadie lo esperaba, sorprendiendo a muchos científicos de la Tierra (McCaffrey, 2007). Terremotos con tsunamis habían ocurrido históricamente en el área de ruptura (Bilham, et al. 2005), sin embargo, ninguno de los antepasados registrados se iguala al gigante de 2004. Por esta razón, fue un evento excepcional, un peor escenario no conocido hasta ese momento.

El desconocimiento, la falta de información y todo lo que ella conlleva, significo que sólo en cuestión de horas, el gran tsunami cobro la vida de casi un cuarto de millón de personas, afectando a una población costera cercana a 2.5 millones en 13 países (EM-DAT, 2008). Los habitantes de la Cuenca del Océano Índico y los turistas que visitaban sus playas fueron tomados por sorpresa. Todo esto, debido a que en la región, los registros escritos e instrumentales de los últimos siglos, no permitían tener una suficiente perspectiva en el tiempo de la ocurrencia de terremotos gigantes, capaces de generar tsunamis como el vivido en 2004 (Satake y Atwater, 2007).

Los terremotos gigantes son eventos que alcanzan magnitudes iguales o superiores a 9. Mayoritariamente ocurren en zonas de subducción, donde una placa tectónica se sumerge bajo otra, como este proceso sucede generalmente bajo el mar, puede generar tsunamis devastadores. Sin embargo, hasta ahora, no todos los segmentos de zonas de subducción registraban terremotos gigantes (McCaffrey, 2007). Para explicar esta situación, la sismología se apoyaba de investigaciones que indicaban que debido a determinados factores geológicos y tectónicos (edad y velocidad de la placa en subducción (Ruff y Kanamori, 1980); sus movimientos laterales en el manto (Scholz y Campos, 1995); y el grosor de los sedimentos en la trinchera (Ruff, 1989)), algunas zonas de subducción eran incapaces de generar gigantes, entre ellas se incluía la zona de Sumatra-Andaman. Por lo tanto, para muchos el terremoto gigante de 2004 ocurrió en un lugar muy improbable (Stein y Okal, 2007).

Ciertamente, los siglos de registros escritos, más la corta historia de la sismología instrumental, fueron parte del sustrato que forjo un paradigma científico errado, incapaz de prever la catástrofe. Dejando en claro que aún nos queda mucho por aprender acerca de eventos excepcionales cuya ocurrencia es prolongada en el tiempo. Hoy, después del terremoto gigante y tsunami de Sumatra-Andaman, la principal lección aprendida es que no se debe subestimar una zona de subducción (Stein, 2006; Kanamori, 2006; Satake y Atwater, 2007; Stein y Okal 2007). Ello implica considerar para un mismo territorio, nuevos escenarios de riesgo, con amenazas potenciales de mayor magnitud, incluso peores que las conocidas.

Un tsunami es un fenómeno que ocurre principalmente en el mar, generado por un disturbio sísmico o otros procesos geológicos como erupciones volcánicas o deslizamientos, que impulsan y desplazan verticalmente la columna de agua originando un tren de ondas progresivas gravitacionales largas, con longitudes de onda del orden de cientos de kilómetros y alturas en agua profunda inferiores a un metro. Poseen períodos que van de varios minutos hasta una hora, propagándose a gran velocidad en todas direcciones desde la zona de origen y cuyas olas al aproximarse a las costas pueden alcanzar alturas de grandes proporciones, infligiendo una vasta destrucción e inundación (Wiegel, 1970; Satake, 2002)

En la costa un tsunami puede tener una amplia variedad de formas que dependen de la magnitud del fenómeno que lo induce, la dimensión y el periodo de las olas, las características batimétricas, la configuración de la costa y la situación de la marea, factores que combinados con la morfología de la topografía en superficie, la pendiente del terreno y el grado de rugosidad derivado de construcciones, árboles y otros obstáculos en tierra, condicionarán los efectos de la inundación (Lagos, 2000). La combinación de todos estos factores determina que el arribo del tsunami a la costa sea un proceso complejo y que las alturas máximas de inundación se diferencien considerablemente a lo largo de la costa, incluso en rangos cortos de distancia (Satake et al. 1993).

Generalmente antes del arribo del tsunami o entre dos crestas se produce una disminución del nivel del mar, retrocediendo la línea de costa en más de un kilómetro. En tanto, al llegar el tsunami a la costa, la disminución de la profundidad y su configuración generan la concentración de la energía cinética de estas ondas, disminuyendo su longitud de onda y aumentando su altura (Wiegel, 1970). El tsunami producido por el terremoto de Sumatra-Andaman en 2004 dejo en evidencia este hecho, como también comportamientos diferenciados de inundación. En algunos casos el tsunami se manifestó como una inundación gradual de las zonas costeras bajas, de un modo análogo a una marea que sube rápidamente; como también en otros casos, el tsunami llego a las costas como una gran masa de aguas turbulentas, con alturas de ola que sobrepasaron los 30 metros (Choi et al. 2006; Geist et al. 2007).

El impacto producido por un tsunami en áreas costeras urbanizadas, todos pudimos visualizarlo en diciembre de 2004; principalmente es el resultado de la inundación, el impacto de las olas sobre las construcciones y la erosión. Los daños producidos por un tsunami se originan cuando la masa de agua seguida por una fuerte corriente, impacta el espacio construido y su entorno. En ese momento el tsunami demuestra su tremenda fuerza destructiva, la cual, se refuerza por la colisión de objetos arrastrados por la corriente. Dado que la perturbación que genera el tsunami genera trenes de olas, al llegar éstas sucesivamente a la costa, aumentan su poder de destrucción con los escombros y materiales en flotación, dejados en la costa al retroceder el flujo de las ondas iníciales (Wiegel 1970).

Los grandes tsunamis mayoritariamente son consecuencia de grandes terremotos. Actualmente, los esfuerzos por estudiar recurrencia espacial y temporal de grandes eventos, están limitados por la corta historia de la sismología instrumental, comparado con el largo y variable tiempo de recurrencia de terremotos gigantes (Swafford y Stein, 2007). Para suplir la falta de datos, el registro puede ser extendido utilizando fuentes primarias de registros escritos, sin embargo, hoy no basta con retroceder en el tiempo, las fuentes deben ser cuestionadas para luego validarlas, lo que implica reinterpretar la historia escrita, buscar donde pocos han buscado, identificando señales a veces ocultas. El objetivo es profundizar en la búsqueda minuciosa de evidencias que permitan conocer si un territorio se encuentra o no en riesgo ante la amenaza de grandes tsunamis. Si bien el registro histórico rara vez incluye intervalos de recurrencia de sucesivos terremotos gigantes (Satake y Atwater, 2007), aporta valiosa información, que combinada con otros antecedentes, permite la reconstrucción de eventos pasados (Calvo, 1984).

En el estudio de la recurrencia de tsunamis, las observaciones geológicas, tales como identificación de depósitos de tsunamis y los cambios de nivel de las costas producidos por grandes terremotos, han confirmado que los tsunamis presentan algún grado de ciclicidad, en cuanto a su periodicidad y magnitud, permitiendo identificar zonas en riesgo (Nanayama et al. 2003; Satake, et al. 2003; Cisternas et al. 2005). La consideración y el interés por los depósitos de tsunami como indicadores, se vincula con evidencias de terreno derivadas de grandes terremotos tsunamigénicos (Atwater 1987). En la actualidad, existe toda una línea de investigación enfocada a su estudio. En general, los trabajos coinciden en concluir que los tsunamis son capaces de generar importantes modificaciones geomorfológicas en la costa mediante procesos de erosión y depositación. Tanto la energía involucrada como la brevedad de los eventos generan depósitos muy distintivos de otros procesos costeros. Horizontalmente, estos depósitos están frecuentemente conformados por capas continuas o discontinuas a lo largo de amplias áreas de la costa, en dependencia directa de un adecuado aporte sedimentario que permita generar el depósito (Lagos y Cisternas, 2004 y 2007). La figura 1 muestra el proceso de depositación de una capa de arena producida por el tsunami de 1960 en el centro-sur de Chile.

Figura 1. Depósitos de tsunami. Se observa la capa de arena depositada por el tsunami de 1960 en el centro-sur de Chile (Maullín). La perturbación producida por el terremoto, produjo el levantamiento del fondo oceánico y el hundimiento de los territorios costeros. Minutos después arribo el tsunami inundando las zonas costeras bajas, depositando una capa de arena. Los depósitos de tsunami permiten identificar y reconstruir áreas inundadas en el pasado.

.

Después del gran tsunami de 2004 en el Océano Índico, numerosos equipos de investigación trataron de buscar evidencias que permitieran explicar el porqué de la ocurrencia de un evento gigante donde no se esperaba. La premisa lógica que surgió fue que si ocurrió un evento gigante, debe haber ocurrido antes. Debido a que los registros históricos e instrumentales no aportaban suficientes antecedentes, se recurrió a la caracterización de la capa de arena depositada por el reciente tsunami y la búsqueda de antiguos depósitos de tsunamis. Atwater (2007), describe con detalles las dificultades encontradas para identificar señales de eventos pasados en zonas tropicales, sin embargo, gradualmente fueron apareciendo candidatos (Rajendran et al. 2006; Monecke et al. 2006; Jankaew et al. 2007; Fujino et al. 2007). Hoy, después de extensos trabajos de terreno, se sabe que el probable antecesor del tsunami del sudeste asiático, ocurrió aproximadamente hace 600 años [2] (Jankaew et al. 2007). Ciertamente, el terremoto de 2004 y su devastador tsunami no eran un evento excepcional, el error fue que no sabíamos que ocurrían.

La investigación detectivesca que Atwater et al. (2005) resumen en su libro "El tsunami huérfano de 1700...", es un modelo a seguir en la reconstrucción de un gran evento pasado. Los autores recopilan investigaciones que permitieron descifrar un enigma de siglos, el gran tsunami del año 1700 que afecto las costas pacíficas de Japón, sin un terremoto conocido de por medio, había sido generado a más de 7000 kilómetros de allí, en la zona de subducción de Cascadia, frente a las costas de Norte América, donde no existía registro escrito de él. Para ello, se revisaron detalladamente registros escritos en Japón y registros geológicos en Norte América. Los datos fueron la base para modelar un tsunami desconocido y validar sus resultados. Efectivamente, la combinación de historia, observaciones geológicas y modelación numérica, ha permitido reconstruir escenarios de riesgo. Un ejemplo reciente del uso de esta combinación metodológica, es la investigación realizada por Shaw et al. (2008), quienes han inferido el peligro de tsunami y su potencial recurrencia en el Mar Mediterráneo, basados en un terremoto ocurrido el año 365 DC.

Continuos estudios se están realizando para tratar de comprender donde, cuando y que tan grande puede ser un terremoto en zonas de subducción. Sin embargo, aún falta mucho tiempo, quizás siglos, para que la ciencia pueda entender si existe o no un patrón (McCaffrey, 2007; Swafford y Stein, 2007). Lamentablemente, no disponemos del tiempo para obtener una respuesta y no podemos esperar a que se repita un desastre como el de 2004. Ya aprendimos que cada zona de subducción es potencialmente peligrosa, en consecuencia, si consideramos que los grandes tsunamis son el fiel reflejo de procesos tectónicos recurrentes, podemos asumir que desde sus orígenes, la mayoría de los territorios costeros habitados hoy, han sido afectados alguna vez por tsunamis y aplicando el mismo supuesto es posible asegurar que continuaran ocurriendo.

La mayor parte de la actividad tectónica actual se localiza a lo largo de las zonas de subducción que rodean el Océano Pacífico, lugar donde se han generado más de la mitad de los tsunamis conocidos en el mundo (Bryant, 2001). En el último siglo, en sus márgenes continentales activos se han registrado terremotos gigantes generadores de destructivos tsunamis[3]. De ellos, destaca el evento más grande con registro instrumental, el terremoto de 1960 ocurrido en el centro-sur de Chile, con una magnitud de 9.5 genero un devastador tsunami que se propago por toda la cuenca del Pacífico (Kanamori, 1977).

Efectivamente, uno de los principales sectores generadores de tsunami en el Océano Pacífico, corresponde a la zona de subducción localizada frente a las costas de América del Sur, sólo considerando la información instrumental registrada durante el siglo XX, frente a sus costas se originaron el 15% del total de los tsunamis en la cuenca, de ellos, el 74% fueron generados frente a las costas de Chile (Gusiakov, 2005). Sumado a lo anterior, el registro escrito que comienza a contar del siglo XVI con la llegada de los europeos, más las evidencias geológicas, muestran una realidad que cada día adquiere mayor importancia, los tsunamis son una constante amenaza que se traduce en un riesgo permanente para las comunidades costeras.

Las costas de Chile se enfrentan a una zona de subducción de unos 4.500 kilómetros de longitud, de los cuales, el 71% corresponde al segmento que históricamente registra grandes terremotos (18º a 46º de latitud Sur). De acuerdo a McCaffrey (2007), para que un terremoto pueda alcanzar la magnitud de un gigante, se necesitan aproximadamente unos 800 kilómetros o más de longitud de ruptura. La figura 2 muestra las principales longitudes de ruptura de grandes terremotos en Chile, destacándose la producida por el terremoto gigante de 1960 en el centro-sur de Chile. La extensa zona de subducción chilena; el registro instrumental de un terremoto gigante; y su pasado de terremotos tsunamigénicos, nos debe hacer reflexionar respecto la posibilidad de futuros eventos capaces de generar destructores tsunamis, las condiciones están dadas.

El centro-sur de Chile registra en su historia escrita un pasado de terremotos. Los eventos de 1575, 1737, 1837 y 1960 (Lomnitz, 1970; Lockridge, 1985). Su recurrencia promedio se estimaba en 128 años (Nishenko, 1985). La secuencia hacía pensar que cada evento era el antecesor del siguiente. Liberando cada uno el total de la tensión acumulada entre las placas de Nazca y Sudamericana, para luego volver a trabarse y acumular nuevamente tensión, que sería liberada por el próximo terremoto. Sin embargo, el terremoto gigante de 1960 alcanzo una magnitud de 9.5, lo que llamo la atención de los especialistas, debido a que la velocidad de las placas y el tiempo transcurrido desde el terremoto anterior (1837), no calzaban con el deslizamiento observado y por tanto la magnitud registrada por el gigante. Efectivamente, Stein et al. (1986), Cifuentes (1989) y Barrientos y Ward (1990) hacen notar este hecho, proponiendo que el gigante de 1960 es un evento atípico en el ciclo de recurrencia de 128 años. Este enigma se mantuvo por décadas y fue resuelto por Cisternas et al. (2005), quienes utilizando evidencias históricas y geológicas de los últimos dos mil años, plantean que el real antecesor del terremoto de 1960 fue el evento de 1575. Proponiendo que el periodo de recurrencia de terremotos gigantes es de al menos 285 años.

De este modo, en el centro-sur de Chile, existirían dos escenarios capaces de generar tsunamis, terremotos grandes, como los eventos de 1737 y 1837, con tiempos de recurrencia superiores a los cien años, y terremotos gigantes como el de 1960, con tiempos de recurrencia cercanos a los 300 años. Si nos concentramos en los tiempos de recurrencia hoy, un terremoto como el de 1837 debería ser el escenario más probable a repetirse en la región, sin embargo, el tsunami que generó este evento fue mucho menor en comparación con el producido en 1960 (Lockridge, 1985). La pregunta entonces es: ¿Qué escenario se debe considerar ante la amenaza de tsunami? ¿El evento probable o el peor escenario?

La figura 3 y 4 muestran el resultado de la modelación de ambos tsunamis frente a las costas del centro-sur de Chile. Para ello se utilizó el modelo japonés TUNAMI-N2[4]. Las alturas máximas de los tsunamis obtenidas por modelación, se validaron con alturas de olas observadas. Los resultados muestran claramente la superioridad del tsunami de 1960, alcanzando alturas máximas cercanas a los 20 metros. En tanto, el evento de 1837, en promedio no supera los 5 metros.

De acuerdo a Barrientos y Ward (1990) el terremoto que genero el tsunami de 1960, tuvo una ruptura de aproximadamente 850 km de longitud por 130 km de ancho, generando el hundimiento y solevantamiento tectónico de territorios costeros. Las olas destruyeron poblados como Puerto Saavedra, Toltén, Queule, Corral, Bahía Mansa, Quenuir, Maullín y Ancud (Veyl, 1961). El resultado final fueron 2000 víctimas fatales y más de U$ 550 millones (dólar de 1960) en pérdidas materiales (Atwater et al., 1999).

Uno de los principales asentamientos costeros afectados por el tsunami de 1960 fue el curso inferior del estuario del Río Maullín, localizado en medio del área de ruptura (ver figura 5). Las máximas olas observadas en Maullín alcanzaron alturas cercanas a los 10 metros. Por ser una zona rural, de bajo poblamiento, el tsunami dejo un saldo de 122 muertes (Atwater et al., 1999). Las pérdidas materiales fueron cuantiosas, especialmente si se considera la inutilización de tierras agrícolas debido al hundimiento de la costa (1.5 m), que permitió a las mareas inundar periódicamente áreas de cultivo (Thomas et al. 1963). En Maullín, la inundación producida por el tsunami cubrió de arenas las partes bajas del estuario, generando extensos depósitos (ver figura 1).

En tanto, en Maullín no existen registros del tsunami de 1837 (Cisternas et al. 2005), por lo que podemos asumir que efectivamente fue un evento menor allí. Sí existen registros para Ancud, donde el tsunami tuvo un comportamiento mareal errático, sin producir víctimas ni daños. También existe información de que en isla Mancera, en las cercanías de Corral, el tsunami alcanzo dos metros (Lockridge, 1985). En la figura 3 se pueden localizar Corral y Ancud.

Los resultados de la modelación en Maullín, coinciden con los registros escritos y las evidencias de terreno (ver figura 6). El tsunami de 1837 presenta una inundación máxima muy inferior a la producida por el tsunami de 1960. Evidentemente son distintos escenarios, dependiendo de cual se escoja para ordenar sus territorios costeros, es si estaremos preparados o no para futuros eventos. Actualmente, las partes bajas del estuario del Maullín, -inundadas por el tsunami de 1960 y con depósitos a escasos centímetros de la superficie-, están siendo urbanizadas; escuelas y viviendas son parte del nuevo paisaje. Conscientes de lo ocurrido en el Sudeste Asiático, los responsables de la planificación y el ordenamiento territorial, deben disminuir aun más los niveles de riesgo, concentrarse en el peor escenario es una forma efectiva de hacerlo. Sin un claro conocimiento del riesgo y los potenciales escenarios, es imposible ordenar territorios costeros y desarrollar planes de respuesta efectivos ante la amenaza de tsunami.

El desastre producido por el terremoto y tsunami de Sumatra-Andaman en 2004, tuvo diversas consecuencias, una de ellas fue la reflexión global acerca de si realmente estamos preparados ante la amenaza de tsunami. Este evento nos enseño el elevado costo que significa desconocer y subestimar el pasado de territorios que han sido afectados por tsunamis de gran magnitud. Lamentablemente, ha quedado en evidencia que la pequeña ventana histórica de registros de grandes terremotos y tsunamis, no es suficiente para comprender la recurrencia y magnitud de futuros eventos. En consecuencia, en zonas de subducción, la potencial exposición a futuros grandes tsunamis es permanente. Una forma efectiva de reconstruir escenarios de riesgo, es combinar la historia, observaciones geológicas y modelación numérica. El saber cómo se comportará la inundación de un potencial evento y cuáles serán sus probables consecuencias en una comunidad, se transforma hoy en información de base para el ordenamiento de territorios costeros, el diseño de medidas de mitigación y el manejo de emergencias.

Si consideramos las lecciones aprendidas después del terremoto y tsunami de Sumatra-Andaman, entenderemos que hoy la prioridad es concentrarnos en los peores escenarios. Afortunadamente el centro-sur de Chile tiene una nutrida y conocida historia de terremotos y tsunamis, sin embargo, no debemos subestimar este pasado, ni crear falsas sensaciones de seguridad. El margen de seguridad que nos da un peor escenario conocido, nos permite estar preparados. Esta información, luego se traduce en mapas de peligro de tsunami, instrumentos que nos permiten educar a las comunidades costeras y tomar mejores decisiones en sus territorios.

Notas

[1] Investigación financiada por la Vicerrectoría Adjunta de Investigación y Doctorado de la Pontificia Universidad Católica de Chile, proyecto Límite Nº 01/2007). Apoyada por el proyecto Fondecyt 1060227. Este trabajo es resultado de los estudios de doctorado realizados por Marcelo Lagos, en el Centro de Ciencias Ambientales EULA- Chile, Universidad de Concepción, Chile.

[2] Las evidencias del probable tsunami antecesor del evento de 2004 en el Sudeste Asiático, fueron encontradas a menos de 40 centímetros de la superficie de una marisma en la isla Phra Thong en Tailandia. (Coordenadas UTM: 418975E, 1009496N, zona 47). Las muestras de materia orgánica recolectadas fueron datadas con radiocarbono. La edad con dos desviaciones estándar arrojo un rango promedio entre los años 1310-1450 D.C. (Jankaew et al. 2007).

[3] De acuerdo a Kanamori (1977), el evento de mayor magnitud registrado instrumentalmente en el mundo corresponde al terremoto chileno de 1960, el que registro una magnitud de momento de Mw 9.5; seguido por los eventos de Prince William Sound, Alaska en 1964 (Mw 9.2); Islas Andreanof, Alaska en 1957 (Mw 9.1); y el terremoto de Kamchatka en 1952 (Mw 9.0). Respecto el evento del 26 de diciembre de 2004 en Sumatra e Islas Andaman, Lay et al. (2005) le asignan una magnitud que fluctúa entre Mw 9.1 a 9.3.

[4] Para la modelación de tsunami se utilizo una metodología de simulación numérica basada en el modelo no-lineal TUNAMI-N2. El modelo consta de las ecuaciones de movimiento no-lineales para aguas someras, integradas verticalmente y la ecuación de continuidad, sin el término de efecto Coriolis. Además incluye un algoritmo de fricción de fondo construido al interior del modelo. La ecuación de continuidad y las ecuaciones de movimiento se discretizan en un esquema a diferencias finitas centrales denominado "salto de rana". El dominio de integración, se discretiza mediante un conjunto de grillas anidadas de diferente resolución espacial, siendo las más detalladas las del área de estudio (Lagos y Gutiérrez, 2005). El modelo de falla utilizado para modelar la condición inicial del tsunami de 1837 fue: Longitud 390 km; Ancho180 km; Deslizamiento 11 m; Rumbo 355º; Echado 18º; Ángulo 90º; y profundidad 15 km. La longitud de ruptura se estimo de acuerdo a lo propuesto por Barrientos (2007). El modelo de falla utilizado para modelar la condición inicial del tsunami de 1960 fue el propuesto por Barrientos y Ward (1990): Longitud 850 km; Ancho 130 km; Deslizamiento 17 m; Rumbo 7º; Echado 20º; Ángulo 90º; y Profundidad 4 km.

ATWATER, B. Evidence for great Holocene earthquakes along the outer coast of Washington State. Science, 1987, vol.236, p.942-944.

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

ATWATER, B; MUSUMI-ROKKAKU, S; SATAKE, K; TSUJI, Y; UEDA, K; YAMAGUCHI, D. The Orphan Tsunami of 1700: Japanese Clues to a Parent Earthquake in North America. U.S. Geol. Surv. 2005, Prof. Pap. 1707. Reston, VA/Seattle, WA: U.S. Geol. Surv./Univ. Wash. Press. 133 p.

ATWATER, B. Hunting for Ancient Tsunamis in the Tropics. Eos Transaction AGU, 2007, 88(23), Jt. Assem. Suppl., Abstract T24A-01.

BARRIENTOS, S. and WARD, S. The 1960 Chile earthquake: Inversion for slip distribution from surface deformation. Geophysical Journal International, 1990, vol.103, p.589- 598.

BARRIENTOS, S. Earthquakes in Chile. In MORENO, T. and GIBBONS, W. Ed, The Geology of Chile. Geological Society of London, 2007, p.263-287.

BILHAM, R; ENGDAHL, R; FELDL, N; SATYABALA, S. Partial and complete rupture of the Indo-Andaman Plate boundary 1847-2004. Seismological Research Letters, 2005, 76, p. 299-311.

BRYANT, E. Tsunami, the underrated hazard. Cambridge University Press, United Kingdom, 2001, 320 p.

CALVO, F. La Geografía de los riesgos. Geocrítica. Cuadernos Críticos de Geografía Humana [En línea]. Barcelona: Universidad de Barcelona, noviembre 1984, nº 54.<http://www.ub.es/geocrit/geo54.htm>[8 de agosto de 2007]. ISSN: 0210-0754.

CHOI, B; SUNG HONG, S; PELINOVSKY, E. Distribution of runup heights of the December 26, 2004 tsunami in the Indian Ocean. Geophysical Research Letters, 2006, vol.33, L13601, doi:10.1029/2006GL025867.

CIFUENTES, I. The 1960 Chilean earthquakes. Journal of Geophysical Research, 1989, vol.94, p. 665-680.

CISTERNAS, M; ATWATER, F; TORREJÓN, F; SAWAI, Y; MACHUCA, G; LAGOS, M; EIPERT, A; YOULTON, C; SALGADO, I; KAMATAKI, T; SHISHIKURA, M; RAJENDRAN, C.P; MALIK, J; RIZAL, Y; HUSNI, M. Predecessors of the giant 1960 Chile earthquake. Nature, 2005, vol. 437, p.404-407.

EM-DAT. Emergency Events Database [En línea]. Centre for Research on the Epidemiology of Disasters (CRED). Université Catholique de Louvain - Ecole de Santé Publique, Brussels, Belgium.<http://www.emdat.be>. [22 de enero de 2008].

FUJINO, S.; SIEH, K.; MELTZNER, A. J.; YULIANTO, E.; WHITLOW, K.; PUTRA, A.; SATAKE, K. Discovery Of Pre-2004 Tsunami Deposits On Simeulue Island, Southern Aceh Province, Indonesia. Eos Transaction AGU, 2007, 88(52), Fall Meet. Suppl., Abstract S31C-0567.

GEIST, E; TITOV, V; ARCAS, D; POLLITZ, F; BILEK, S. Implications of the 26 December 2004 Sumatra-Andaman earthquake on tsunami forecast and assessment models for great subduction-zone earthquakes. Bulletin of the Seismological Society of America, 2007, vol. 97, nº 1A, p. S249-S270.

GUSIAKOV, V. Tsunami generation potential of different tsunamigenic regions in the Pacific. Marine Geology, 2005, vol.215, nº 1-2, p. 3-9.

KANAMORI, H. The Energy Release in Great Earthquakes. Journal of Geophysical Research, 1977, vol.82, nº20, p.2981-2987.

KANAMORI, H. Lessons from the 2004 Sumatra-Andaman earthquake. Phil. Trans. R. Soc. A, 2006, vol. 364, p.1927-1945.

JANKAEW, K.; CHOOWONG, M.; CHAROENTITIRAT, T.; MACHADO, T.; MARTIN, M.; PAILOPLEE, S.; PHANTUWONGRAJ, S.; NAPRADIT, T.; WEERAHONG, A.; SURAKIATCHAI, P. A Pre-2004 Tsunami Deposit in Thailand. Eos Transaction AGU, 2007, 88(23), Jt. Assem. Suppl., Abstract T24A-02.

LAGOS, M. Tsunamis de origen cercano a las costas de Chile. Revista de Geografía Norte Grande, 2000, vol. 27, p.93-102.

LAGOS, M. y CISTERNAS, M. Depósitos de tsunami como indicadores de riesgo: evidencias sedimentarias. Revista Geográfica de Chile Terra Australis, 2004, vol. 49, p.329-351.

LAGOS, M. y GUTIERREZ, D. Simulación del tsunami de 1960 en un estuario del Centro-Sur de Chile. Revista de Geografía Norte Grande, 2005, vol. 33, p.5-18.

LAGOS, M y CISTERNAS, M. Using Tsunami Deposits and Observed Tsunami Heights to Test Source Models of 1960 Chile Earthquake, Eos Transaction AGU, 2007, 88(23), Jt. Assem. Suppl., Abstract T43B-07.

LAY, T; KANAMORI, H; AMMON, C; NETTLES, M; WARD, S; ASTER, R; BECK, S; BILEK, S; BRUDZINSKI, M; BUTLER, R; DESHON, H; EKSTRÖM, G; SATAKE, K; SIPKIN, S. The Great Sumatra-Andaman Earthquake of 26 December 2004. Science, 2005, vol.38, p.1127-1133.

LOCKRIDGE, P. Tsunamis in Perú-Chile. World Data Center A for Solid Earth Geophysics. 1985, Report SE-39, 97 p.

LOMNITZ, C. 1970. Major earthquakes and tsunamis in Chile during the period 1535-1955. Geol. Rundschau, 1970, vol.59, nº3, p.938-960.

McCAFFREY, R. The next great earthquake. Science, 2007, vol.315, p.1675-1676.

MONECKE, K.; FINGER, W.; KONGKO, W.; MCADOO, B.; MOORE, A.; SUDRAJAT, S. Sedimentary characteristics of the December 2004 Indian Ocean tsunami deposit and the potential of a long tsunami record in the ridge and swale region between Meulaboh and Calang, northern Sumatra. Geological Society of America, 2006, Annual Meeting, Abstracts, Vol. 38, No. 7, p. 229.

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

NISHENKO, S. Seismic potential for large and great interplate earthquakes along the chilean and southern peruvian margins of south america: a quantitative reappraisal. Journal of Geophysical Research, 1985, vol.90, nºB5, p. 3589-3615.

RAJENDRAN, C.P; RAJENDRAN, K; MACHADO, T; SATYAMURTHY, T; ARAVAZHI, P; MANOJ, J. Evidence of ancient sea surges at the Mamallapuram coast of India and implications for previous Indian Ocean tsunami events. Current Science, 2006, vol.91, p.242-247.

RUFF, L and KANAMORI, H. Seismicity and the subduction process. Phys. Earth Planet. Inter. 1980, vol.23, p.242–252

RUFF, L. Do trench sediments affect great earthquake occurrence in subduction zones?. Pure and Applied Geophysics, 1989, vol.129, p.263–282.

SATAKE, K; BOURGEOIS, J; ABE, K; TSUJI, Y; IMAMURA, F; LIO, Y; KATAO, H; NOGUERA, E; ESTRADA, F. (1993) Tsunami field survey of the 1992 Nicaragua earthquake. EOS Transactios, AGU, 1993, 74(13), p.145-157.

SATAKE, K. Tsunamis, in W.H. K. LEE, H. KANAMORI, P. C. JENNINGS, AND C. KISSLINGER (eds.) International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology, 81A, 2002, p. 437-451.

SATAKE, K; WANG, K; ATWATER, B. Fault slip and seismic moment of the 1700 Cascadia earthquake inferred from Japanese tsunami descriptions. Journal of Geophysical Research, 2003, 108(B11), 2535, doi:10.1029/2003JB002521.

SATAKE, K. and ATWATER, B. Long-Term Perspectives on Giant Earthquakes and Tsunamis at Subduction Zones. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2007, vol. 35, p. 349-374.

SCHOLZ, C and CAMPOS, J.. On the mechanism of seismic decoupling and back arc spreading at subduccion zones. Journal of Geophysical Research, 1995, vol.100, nº22, p.103-122.

SHAW, B; AMBRASEYS, N; ENGLAND, P; FLOYD, M; GORMAN, G; HIGHAM, T; JACKSON, J; NOCQUET,J; PAIN,C; PIGGOTT, M.. Eastern Mediterranean tectonics and tsunami hazard inferred from the AD 365 earthquake. Nature Geosciences, 2008, vol.1, p.268-276.

STEIN, S. Limitations of a young science. Seism. Res. Lett. 2006, vol.77, p. 351-353.

STEIN, S. and OKAL, E. (2007) Ultralong period seismic study of the 2004 Indian Ocean earthquake and implications for regional tectonicts and the subduction process. Bulletin of the Seismological Society of America, 2007, vol.97, p.279-295.

SWAFFORD, L. and STEIN, S. Limitations of the short earthquake record for seismicity and seismic hazard studies. In STEIN, S. y MAZZOTTI, S. eds. Continental Intraplate Earthquakes. Boulder, CO, 2007, Special Paper GSA, nº425, p.49-58.

THOMAS, H.; BOWES, W.; BRAVO, N. Field observations made between Puerto Montt y Maullín. Bulletin of the Seismological Society of America, 1963, vol.53, nº6, p. 1353-1356.

VEYL, C. Los sismos y las erupciones de mayo de 1960 en el sur de Chile. Boletín Sociedad Chilena de Química, 1961, vol.11, nº1-2, p. 20-32.

WIEGEL, R. Tsunamis. In WIEGEL, R. ed. Earthquake engineering. Ed. Prentice-Hall, USA, 1970, p.253-306.