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MODELADO NUMERICO DE LA PROPAGACION DEL TSUNAMI DEL 27 DE FEBRERO DE 2010: ANALISIS PRELIMINAR DEL COMPORTAMIENTO HIDRODINAMICO DEL EVENTO Benjamín Carrión, Ingeniero Civil, PRDW-AV Rafael Almar, PhD, Postdoc, Departamento de Ingeniería Hidráulica y Ambiental, Pontificia Universidad Católica de Chile Rodrigo Cienfuegos, PhD, Profesor Asistente, Departamento de Ingeniería Hidráulica y Ambiental, Pontificia Universidad Católica de Chile Luis Burgos, Ingeniero Civil (c), Departamento de Obras Civiles, Universidad Técnica Federico Santa María Patricio Catalán, PhD, Profesor Auxiliar, Departamento de Obras Civiles, Universidad Técnica Federico Santa María RESUMEN En este trabajo se presenta un análisis hidrodinámico de la propagación del Tsunami generado por el terremoto del 27 de Febrero de 2010. Se utiliza el modelado numérico para reconstituir la dinámica de la propagación de las olas y contar así con series de tiempo de la evolución de la superficie del mar hasta varias horas después de ocurrido el sismo. Los resultados del modelo numérico han sido contrastados con registros de mareógrafos ubicados en los puertos de Valparaíso y Talcahuano, además de información disponible acerca de los tiempos de arribo tardío de las ondas en diferentes puntos de las costa centro-sur de Chile. Los resultados obtenidos, permitieron hacer una análisis más acabado acerca de la propagación del Tsunami, donde se identificó un sistema complejo de ondas de orilla (edge waves) atrapadas a la costa viajando paralelamente a ella, y ondas cuasi-estacionarias (leaky waves) que se manifiestan en la dirección perpendicular a la costa. Estos descubrimientos permiten entregar una explicación plausible para el singular comportamiento de este evento y el arribo tardía de ondas secundarias observado hasta varias horas después de ocurrido el sismo. INTRODUCCION En la madrugada del día 27 de Febrero de 2010 a las 3:34 hrs (6:34 UTC) ocurrió un mega-terremoto de intensidad 8.8 Mw cuyo epicentro se situó frente a la localidad de Cauquenes (35.909°S, 72.733°W), unos 105 kms al noroeste de la ciudad de Concepción1. La zona de ruptura abarcó un área aproximada de 600 kms en la dirección norte-sur y de 300 kms en la dirección este-oeste de acuerdo a las estimaciones del National Earthquake Information Center (NEIC) of the United States Geological Survey2 (USGS) (ver Figura 1). Los parámetros característicos del movimiento de la zona de falla han sido determinados mediante tele-inversión sísmica por Lay et al. (2010), encontrándose que en promedio, el deslizamiento fue de 5 m. El movimiento masivo del fondo marino, generó un tsunami de grandes proporciones que luego se propagó en la cuenca del océano Pacífico, provocando daños importantes a lo largo de 600 kms de la costa de Chile, entre las regiones V, VI, VII y VIII, y en el archipiélago de Juan Fernández. En esta contribución, presentamos resultados preliminares que buscan caracterizar la propagación del Tsunami del 27 de Febrero de 2010 obtenidos a partir de modelado numérico. El objetivo es entregar elementos que permitiran explicar la gran variabilidad de alturas de ola observadas a lo largo de la zona afectada así como el arribo tardío de las olas secundarias que provocaron daños incluso varias horas después de ocurrido el sismo.

1 http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/ 2 http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/finite_fault.php

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Figura 1: Descripción de la zona de ruptura de acuerdo al modelo de inversión de falla del NEIC2. Fuente : http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/finite_fault.php

MODELADO NUMERICO DE LA GENERACION Y PROPAGACION DEL TSUNAMI El modelado numérico del Tsunami del 27 de Febrero de 2010 requiere contar con información relativa a i) el comportamiento de la ruptura y características del plano de falla que provocó la perturbación inicial de la superficie del océano, y ii) la batimetría del fondo marino. A partir de esa información base, es posible utilizar un modelo numérico de propagación de ondas para analizar la fase de propagación del evento. En términos generales, en aguas de gran profundad, la perturbación incial se propagará a gran velocidad en todas direcciones a través del océano como una onda lineal de pequeña amplitud pero gran longitud. En una segunda etapa, cuando las ondas se acercan a la costa, donde las profundidades son menores, pueden ocurrir interacciones no lineales entre la velocidad, el nivel del mar y la profundidad local. Finalmente, en la última fase de la propagación se produce la interacción entre las ondas incidentes y la línea de costa produciéndose fenómenos de reflexión parcial e inundación de zonas normalmente secas. Estos procesos presentan características físicas y escalas espacio-temporales distintas, por lo que es posible modelarlas con enfoques y herramientas diferentes. En este trabajo nos enfocaremos en una descripción regional de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero, con el objeto de explicar algunas de las particularidades de este evento (arribo tardío de ondas, alta variabilidad de la distribución de alturas máximas a lo largo de la costa, etc.).

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A continuación se describen las fuentes de información y herramientas utilizadas para esta simulación. Parámetros de Falla y Deformación Inicial para la Superficie del Océano El plano de falla esquematizado en la Figura 1 tiene su lado oeste colindante con la zona de subducción inter-placas al interior de la fosa Perú-Chile (indicada por la línea roja en la misma Figura) y se extiende desde el norte de Valparaíso hasta la Isla Mocha por el sur, con una longitud aproximada de 540 km y un ancho de 200 km. El plano de falla se encuentra relativamente paralelo a la costa, alineado al rumbo 17.5ºN, y presenta un ángulo de buzamiento de 18º. Los parámetros resumen de la falla se presentan en la Tabla 1 de acuerdo a antecedentes proporcionados por el NEIC2. Tabla 1: Características del sismo y de la ruptura. Fuente: National Earthquake Information Center (NEIC)

of the United States Geological Survey2.

Parámetro Magnitud

Magnitud de Momento Sísmico Mw 8.8

Longitud de ruptura 540 km

Ancho de ruptura 200 km

Rumbo del plano de falla 17.5º N

Ángulo de buzamiento 18°

Desplazamiento medio de la dislocación 3.9 m

Desplazamiento máximo de la dislocación 14.6 m

En la Figura 2 se presenta la distribución espacial del desplazamiento a lo largo del plano de falla. Su distribución no es homogénea, presentando dos máximos ubicados respectivamente frente a la zona de Bucalemu-Pichilemu (VI Región) por el norte y frente a Cobquecura (VIII Región) por el sur. Los desplazamientos interplacas máximos alcanzaron los 14m.

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Figura 2: Distribución espacial del desplazamiento en cm dentro del plano de falla.

Disponibles en formato subfault en http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/us2010tfan/finite_fault.php.

A partir de los parámetros de falla es posible determinar el campo de deformación vertical de la corteza, ui(x1,x2,x3), utilizando la formulación analítica cerrada dada por Okada (1985), la cual se expresa de la siguiente forma :

!

ui =1F

"u j#

$$ %& jk'ui

n

'(n+ µ

'uij

'(k+'ui

k

'( j

)

* + +

,

- . . / k

0

1 2 2

3

4 5 5 d#

(1) donde !uj ("1, "2, "3) representa la dislocación producida sobre la corteza terrestre ! considerada como un medio isotrópico, # y $ corresponden a las constantes de elasticidad del medio y F a la fuerza equivalente aplicada en el punto de coordenadas ("1, "2, "3). Para mayor detalle, acerca de la aplicación de esta relación, el lector queda referido al trabajo de Okada (1985). Para la definición de las condiciones iniciales en el modelo de propagación de tsunami, se manipularon los resultados obtenidos a partir de la relación (1) utilizando el programa de presentación de datos geo-referenciados y geofísicos Mirone (Luis, 2007), desarrollado en la Universidade do Algarve, Portugal. Las deformaciones verticales obtenidas se presentan en la Figura 3, donde es posible apreciar peraltes máximos cercanos a 4.0 m y depresiones mínimas de 1.2m. Para la simulación de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero, se asumirá que la deformación inicial de la superficie del mar es instantánea e igual a la deformación de la corteza terrestre.

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Figura 3: Distribución espacial del la deformación vertical de la corteza terrestre obtenida a partir del modelo de Okada (1985).

Información Batimétrica y Topográfica Utilizada Para las simulaciones numéricas de propagación de Tsunami, se compiló información batimétrica proveniente de 2 fuentes principales: • Base de datos GEBCO3 (The General Bathymetric Chart of the Oceans). • Cartas Náuticas del Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de Armada (SHOA). La base de datos GEBCO, se utilizó para determinar la batimetría mar adentro, donde la profundidad media es cercana a 4.000 m. GEBCO es una iniciativa que funciona bajo el patrocinio de la Organización Hidrográfica Internacional y la Comisión Oceanográfica Intergubernamental de UNESCO. Los datos que utiliza esta base, provienen de una gran cantidad de sondajes de profundidad realizados desde distintas embarcaciones, a los que se agregan estimaciones de profundidad basadas en la distribución espacial de gravedad de la tierra, obtenida por altimetría satelital. La información procesada tiene una resolución de 30 segundos de arco y se encuentra contenida en la “Grilla GEBCO_08, versión 20091120”, disponible en http://www.gebco.net. En la zona comprendida entre la fosa de Perú-Chile y la costa, y para las bahías de Coquimbo y Corral se utilizó la información de sondas y veriles hasta 7.000 m de profundidad contenidas en las cartas náuticas del SHOA Nº 4.000. 5.000 y 6.000, que tienen una escala de 1:500.000.

3 http://www.gebco.net/

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Para las siguientes zonas de interés se utilizaron cartas náuticas de mayor resolución : • Archipiélago de Juan Fernández y Bahía Cumberland. Cartas 5.410 y 5.411 de escalas 1:50.000 y 1:5.000 respectivamente. • Puertos de Quintero y Valparaíso. Carta 4.320 de escala 1:50.000 y cartas 4.321 y 5.111, ambas de escala 1:10.000. • Puerto de San Antonio. Cartas5.114 y 5.115, de escalas 1:10.000 y 1:5.000, respectivamente. • Bahía de Concepción y Puertos de Talcahuano, Lirquén y Penco. Carta 6.110 de escala 1:50.000 y carta 6.111 de 1:10.000. Para complementar la información batimétrica con datos topográficos, se utilizó la base de datos del proyecto de altimetría satelital mundial Shuttle Radar Topography Mission4 (SRTM), liderado por la Agencia Nacional de Inteligencia Geoespacial de NASA, desarrollado y distribuido en conjunto con EROS Data Center del USGS. Los datos corresponden a la segunda revisión de las mediciones satelitales originales realizadas el año 2000, y tienen una resolución de 3 segundos de arco (aprox. 90m en el área de Sudamérica), por lo que se encuentran entre los datos más precisos y detallados disponibles. Una completa descripción sobre la metodología de medición satelital y posterior proceso se encuentra en Farr et al. (2007). Modelo Hidrodinámico La propagación del Tsunami a escala regional presentada en este trabajo fue realizada con el modelo hidrodinámico SWAN (Mader, 1988). El modelo utiliza coordenadas geográficas, x e y, para resolver las ecuaciones no lineales de aguas someras promediadas en la vertical, considerando los efectos de aceleraciones de Coriolis y de fricción de fondo. Las ecuaciones de conservación de la masa y momentum integradas numéricamente en el modelo son las siguientes :

(2)

(3)

donde % corresponde a la desnivelación instantánea del nivel del mar, h a la altura de la columna de agua, u y v a los componentes ortogonales de la velocidad y g a la aceleración de gravedad. El efecto de Coriolis se incluye a través del coeficiente F, dependiente de la posición geográfica. Los términos F(x) y F(y) representan funciones de forzamiento debidas a esfuerzos por vientos o presiones, que en este caso no han sido considerados. La fricción de fondo se asume proporcional al cuadrado de la velocidad del flujo, caracterizada por el parámetro de Chezy, C. La resolución numérica de las ecuaciones se lleva a cabo mediante un esquema de diferencias finitas explícito en el tiempo. Para las simulaciones presentadas en este trabajo, el modelo se aplicó en una grilla regular de 0.025º de resolución, lo que equivale a aproximadamente a 2.8 km. La integración en el tiempo consideró un paso "t= 5s, con lo que se obtiene un número de Courant inferior a 1.0 en toda la grilla, asegurando la convergencia del método. El dominio numérico definido para los cálculos se presenta en la Figura 4.

4 http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/

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-95 -90 -85 -80 -75 -70-50

-45

-40

-35

-30

-25

-20

-7000

-6000

-5000

-4000

-3000

-2000

-1000

0

1000

2000

3000

4000

Figura 4: Definición del dominio utilizado para la propagación regional del Tsunami. Coordenadas espaciales grados latitud-longitud, y escala de colores para niveles verticales en metros.

Validación de los resultados Los resultados obtenidos a partir del modelo regional, son enseguida utilizados para forzar un modelo de inundación de mejor resolución a la escala local. El modelo utilizado para este fin corresponde a ANUGA (Nielsen, 2005) desarrollado en conjunto por la Australian National University y Geoscience Australia, en una iniciativa para evaluar el riesgo de inundación de la costa Australiana por tsunamis y otros desastres naturales. Este modelo es capaz de representar la propagación en zonas secas y mojadas e introducir disipación de energía por rompimiento. Si bien en este trabajo no ahondaremos mayormente en los resultados arrojados por las simulaciones a nivel local, sí han sido considerados para la validación del modelo regional que se describe a continuación. Para evaluar la confianza en los resultados del modelo, se comparan sus predicciones en un punto de control ubicado al interior de la dársena del puerto de Talcahuano con el registro del mareógrafo ubicado en ese mismo sector. El registro del mareógrafo está disponible a través del sitio web del centro de alerta de tsunami de la NOAA5. Esos datos no han sido validados por ningún organismo ni corregidos por las modificaciones al terreno que pudiera haber introducido el terremoto, por lo que su uso debe ser considerado referencial solamente. En la Figura 5 se presenta la comparación de ambas series de tiempo. Se observa que la primera onda es correctamente representada por el modelo, tanto en el tiempo de arribo como en amplitud, pero la depresión del nivel del mar que le sigue no es registrada por el mareógrafo. Esto se debe a que el nivel de la superficie libre descendió por debajo del cero instrumental.

5 http://www.weather.gov/ptwc/

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Sin embargo, la llegada de la segunda onda fue registrada por el instrumento antes de que éste dejara de funcionar. El tiempo de arribo y la esbeltez de la onda de este segundo frente presentan una buena concordancia entre los cálculos y el registro, lo que indica que el modelado numérico ha sido capaz de capturar los aspectos principales de la propagación de este fenómeno.

Figura 5 : Serie de tiempo registrada por el mareógrafo del puerto de Talcahuano y obtenida por el modelo numérico. Del mismo modo, se procedió a comparar los resultados numéricos con las observaciones disponibles en el mareógrafo del puerto de Valparaíso. En la Figura 6 se presenta esta comparación. Se aprecia una buena representación de la llegada y amplitud del primer y segundo frentes, aunque ambas señales difieren para tiempos superiores a las 2 horas, periodo en el cual se pueden haber generado efectos locales con las obras o topografías (fenómenos de resonancia) que son representados sólo parcialmente por el modelo. Con el paso de las horas, también ocurren cambios del nivel de marea que no han sido tomados en cuenta. Cabe señalar que los datos del mareógrafo, al igual que el caso de Talcahuano, no se encuentran validados por ninguna institución, ni calibrados por posibles efectos del terremoto.

Figura 6: Serie de tiempo registrada por el mareógrafo del puerto de Valparaíso y obtenida por el modelo numérico.

Para complementar la validación del modelo, se contrastan los resultados con información disponible sobre los tiempos de arribo de las ondas en distintas localidades de la costa. Los datos fueron obtenidos a partir de la infografía publicada en el diario La Tercera el viernes 26 de marzo de 2010, en la que se cita como fuente las investigaciones sumarias desarrolladas por Directemar y el SHOA tras el terremoto y tsunami. En la Figura 7, se ha modificado la infografía del diario La Tercera superponiendo las series de tiempo del nivel del mar calculadas por el modelo. Las escalas verticales de las series de nivel del mar están distorsionadas y sólo se utilizan para comparar los tiempos de arribo. Se presenta la comparación para Valparaíso, Juan Fernández, Constitución y Talcahuano/Dichato. En general, se aprecia una concordancia razonable entre los tiempos de llegada reportados y los calculados.

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Figura 7: Infografía presentada el 26 de marzo de 2010 en el diario La Tercera con los tiempos de arribo de las olas de tsunami. Se superponen las series de tiempo de variaciones de nivel del mar calculadas

por el modelo. CARACTERIZACION DEL TSUNAMI DEL 27 DE FEBRERO DE 2010 Los resultados del modelo numérico permiten realizar un análisis más acabado acerca del comportamiento de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero de 2010. La Figura 8 presenta la evolución espacio-temporal de la superficie libre del océano durante los primeros 45 minutos luego de ocurrido el sismo. Es posible observar que los primeros frentes alcanzan la costa entre los 15 minutos y los 30 minutos. También se aprecia la evolución de la perturbación inicial hacia el interior de la cuenca del océano Pacífico y su impacto en la isla Juan Fernández aproximadamente 45 minutos después del sismo. Sin embargo, a partir de esta figura, no es posible apreciar con claridad la existencia de ondas reflejadas en la costa que viajen de vuelta hacia aguas afuera perpendicularmente al continente. Esto sugiere, que una gran proporción de la energía incidente queda de alguna manera atrapada a la costa y podría así explicar el arribo tardío de frentes secundarios tal como se aprecia en la Figura 7. Esta hipótesis será analizada a continuación a partir del análisis de series de tiempo de la evolución de la superficie libre paralelamente a la costa a lo largo del veril -30 m y perpendicularmente a la costa a lo largo de varios perfiles.

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Figura 8: Evolución espacio-temporal de la superficie del océano después del sismo. Con el objeto de ilustrar la gran complejidad de la propagación de este evento, en la Figura 9 se presentan series de tiempo con la evolución de la superficie libre del océano a 30 m de profundidad en dos puntos de la costa de Chile. Los puntos escogidos se sitúan frente a las dunas de Putú, 30 km al norte de la ciudad de Constitución (VII Región), y frente a la localidad de Pichilemu (VI Región). Se observa una gran variabilidad de las fluctuaciones de la superficie libre, y un desfase entre el tiempo de llegada de la primera ola en ambos registros. El primer frente llega a Pichilemu algunos minutos antes, probablemente debido a la heterogeneidad de la falla y fondo marino. Es interesante también observar que existen diferencias importantes entre los tiempos que separan las distintas olas en cada registro. El periodo medio entre máximos de olas es cercano a los 84 min en el caso del registro calculado frente a las dunas de Putú y cercano a 20 min para la serie de tiempo frente a Pichilemu. Esto demuestra que el evento se propagó en forma irregular a lo largo de la costa, probablemente condicionado no sólo por la compleja deformación inicial del fondo marino, sino que también por la gran variabilidad batimétrica y fuerte pendiente asociadas a la plataforma continental además de los cañones submarinos existentes en la zona centro-sur de Chile. Es probable que las ondas de menor periodo hayan entrado en algunas bahías o puertos, provocando fenómenos locales de resonancia que expliquen algunos de los efectos observados en algunas localidades.

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Figura 9: (a) Ubicación de las boyas virtuales (Pichilemu y Dunas de Putú) y veril -30 m (línea blanca). (b) Evolución temporal de la superficie libre del océano para boyas virtuales ubicadas a 30 m de profundidad

frente a las Dunas de Putú (VII Región) y frente a Pichilemu (VI Región).

Figura 10: Evolución temporal de la superficie libre del océano a lo largo del veril -30 m esquematizado

en la Figura 9-a). La escala de colores corresponde al desplazamiento vertical de la superficie libre, colores cálidos y fríos corresponden a crestas y valles, respectivamente.

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Para estudiar la dirección de propagación de los frentes, analizamos a continuación la evolución temporal de la superficie libre a lo largo de la costa y perpendicularmente a ella. En la Figura 10, se presenta un mapa espacio-temporal de la propagación de las ondas paralelamente a la costa a lo largo del veril -30 m que ha sido representado en la Figura 9. Este mapa permite apreciar que luego del impacto inicial del frente principal sobre la costa (entre 15 y 30 min) se produjeron ondas reflejadas que viajaron en ambas direcciones (norte-sur) generando un patrón de ondas superpuestas. Esta situación es particularmente evidente entre los 40 y 100 min entre las latitudes -36.5 y -35, donde se observan valores positivos y negativos de la superficie libre intercalados. Además es posible identificar ondas reflejadas viajando hacia el norte y el sur, donde las ondas de periodo más largo parecen tener una persistencia mayor en la dirección sur, mientras que las de periodo más corto tienden a ser más visibles viajando hacia el norte. Es interesante notar que los periodos característicos presentes son concordantes con aquellos observados en la Figura 9. A partir de las observaciones anteriores podemos conjeturar que las ondas más largas (de mayor periodo) se podrían ver afectadas en mayor medida por la fuerza de Coriolis la que incidiría en que su dirección de propagación sea predominantemente hacia el sur (fuerza aparente actuando en el sentido de las manecillas del reloj). Es importante notar además que las pendientes de las líneas que unen los iso-valores de nivel de superficie libre, son un indicador de las velocidades de propagación de las olas propagándose paralelamente a la costa; a mayor pendiente (!t/!x), menor es la velocidad de propagación. Es por lo tanto interesante constatar que la velocidad de propagación del frente principal es mayor que la velocidad de propagación de las ondas reflejadas. Esta situación sugeriría que la dinámica de la propagación de las ondas incidentes y reflejadas es distinta en un caso y otro: el frente principal se habría propagado en forma libre, mientras que las ondas reflejadas se propagarían como ondas de orilla (edge waves) atrapadas a la costa con velocidades menores (Gonzales et al., 1995; Rabinovich et al., 2006). La propagación de las ondas reflejadas como ondas de orilla estaría fuertemente condicionada por las características de la pendiente de la plataforma continental, que siendo relativamente fuerte, hacen que ellas queden atrapadas a la costa por refracción (Constantin, 2001). Esta situación también podría explicar el arribo tardío de ondas secundarias a lo largo de la costa centro-sur de Chile.

Figura 11: Evolución temporal de la superficie libre del océano a lo largo de perfiles perpendiculares a la

costa.

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Para confirmar el carácter de ondas de orilla atrapadas a la costa de los frentes reflejados, hemos realizado un mapa con la evolución temporal de la superficie del océano en transectos perpendiculares a la costa. En la Figura 11 se presentan los resultados obtenidos al promediar la evolución de la superficie libre sobre varios transectos a lo largo de la costa afectada por el Tsunami del 27 de Febrero. Al promediar las series de tiempo de superficie libre, podemos identificar si existe o no propagación de ondas reflejadas en esa dirección. La Figura 11 muestra que las líneas que unen las iso-superficies de altura de ola del frente principal se propagan hacia la costa y hacia la cuenca del Pacífico desde una distancia a la costa cercana a los 30 kms. Esta distancia representa la posición media a la costa de la zona de falla (Figura 3). Por otra parte, para las ondas reflejadas secundarias, no es posible distinguir claramente componentes de velocidad de propagación de onda en esta dirección. Esto confirmaría nuestra hipótesis de que las ondas reflejadas se propagaron predominantemente en forma paralela a la costa. Por otro lado, el tiempo transcurrido entre dos fases positivas de la superficie libre es concordante con el periodo de las ondas más largas (84 min) identificadas anteriormente. En la dirección perpendicular a la costa, éstas se manifiestan como ondas cuasi-estacionarias (leaky waves) a través de los nodos y anti-nodos observados en la Figura 11. CONCLUSIONES El terremoto del 27 de Febrero de 2010 ha sido catalogado como uno de los 5 mayores eventos de la historia contemporánea. Como consecuencia del movimiento sísmico, se generó un tsunami de grandes proporciones que afectó una amplia franja de la costa centro-sur de Chile, propagándose además a través de la cuenca del Pacífico. Los daños producidos en Chile fueron cuantioso pero el número total de muertos resultó relativamente bajo al compararse con la gran magnitud del evento. En este trabajo, nos concentramos en analizar, mediante modelado numérico, el comportamiento hidrodinámico de la propagación del Tsunami del 27 de Febrero. La propagación de las ondas resultó ser extremadamente compleja, con alta variabilidad espacio-temporal y tiempos de arribo a la costa de los frentes de ola comprendidos entre 15 minutos y varias horas. El análisis de la información generada, ha permitido demostrar que luego del impacto del primer frente sobre la costa, se generaron ondas reflejadas que se propagaron predominantemente en forma paralela a la costa. Las simulaciones numéricas indican que la gran heteregeonidad del movimiento provocado por el sismo sobre el fondo marino, unido a condiciones particulares de la batimetría y accidentes geográficos de la costa centro-sur de Chile, explican la conformación de un sistema complejo de ondas de orilla (edge waves) atrapadas a la costa junto con modos cuasi-estacionarios que se desarrollaron en la dirección perpendicular a ella (leaky waves). Estas características permiten avanzar una explicación plausible para el arribo tardío de las olas secundarias y su impacto sobre varias localidades costeras y puertos. Además, se identificaron dos periodos claramente diferenciados para las ondas de Tsunami, y direcciones de propagación principales. Las ondas de periodo más corto, cercano a los 20 minutos, podrían explicar algunos fenómenos de resonancia local que pudieron ocurrir en bahías o puertos. Es necesario, sin embargo, llevar este análisis más lejos, para poder confirmar las hipótesis planteadas en este estudio. BIBLIOGRAFIA Constantin, A. (2001). Edge waves along a sloping beach. Journal of Pysics A, 34, 9723-9731. Farr, T.G. et al. (2007) The Shuttle Radar Topography Mission. Rev. Geophys., 45, RG2004. (http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/SRTM_paper.pdf ) Gonzalez, F., Boss, E., Sakate, K. and Mofjeld, H. (1995) Edge wave and non-trapped modes of the 25 April 1992 Cape Mendocino tsunami Pure Appl. Geophys. 144, 409 Lay, T., Ammon, C.J., Kanamori, H., Koper, K.D., Sufri, O. And Hutko, A.R. (2010). Teleseismic invertion for rupture process of the 27 February 2010 (Mw 8.8) earthquake. Geophysical Research Letters, 37, L13301, doi:10.1029/2010GL043379

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Luis J.F. (2007). Mirone: a multi-propose tool for exploring grid data. Computers & Geosciences, 33, 31-41. Mader C.L. (1988). Numerical Modelling of Water Waves. University of California Press, Berkeley, California. Nielsen O. et al. (2005). Hydrodynamic modeling of coastal inundation. Proceedings of MODSIM 2005, 518-523. Okada Y. (1985) Surface deformation due to shear and tensile faults in a half-space. Bull. Seis. Soc. Am., 75 (4), 1135 – 1154. Rabinovich, A.B., Stephenson, F.E., and Thompson, R.E. (2006). The California tsunami of 15 june 2005 along the coast of North America. Atmosphere-Ocean, Canadian Meteorological and Oceanographic Society, 44, 415-427.