XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
CAMBIOS GENERADOS POR EL TSUNAMI DE CHILE DE 2010 EN UN LITORAL ARENOSO, REVELADOS POR IMÁGENES SATELITALES Cristian Arayaa y Marco Cisternasb a Escuela
de Ciencias del Mar, Pontifica Universidad Católica de Valparaíso, Chile (
[email protected]) b Escuela de Ciencias del Mar, Pontifica Universidad Católica de Valparaíso, Chile (
[email protected]) RESUMEN El tsunami del 27 de febrero de 2010 que afecto a la costa de Chile central generó importantes cambios en el borde costero de la región del Maule. Algunos de estos cambios han quedado registrados en la geomorfología del litoral arenoso que se encuentra entre los ríos Mataquito y Huenchullami, denominado localmente como “La Trinchera”. El retroceso de la línea de costa, la destrucción de la barra litoral del río Mataquito y parte de la barra del Río Huenchullami, y la formación de brechas y abanicos son las modificaciones más importantes. Como consecuencias de estos se registra una alteración en el intercambio de sedimentos en el sistema playaduna, lo que es evidenciado en el cambio en la dinámica del campo de dunas que se encuentra tierra adentro. Todas estas transformaciones y la evolución del litoral arenoso son reveladas por imágenes satelitales obtenidas post terremoto. Palabras claves: Tsunami, Chile, Litoral Arenoso, Geomorfología, Imágenes Satelitales. Abstract The tsunami of 27 February 2010 that affected the coast of central Chile produced significant changes in the coastline of the Maule region. Some of these changes have been recorded in the geomorphology of sandy coastline between the Mataquito and Huenchullami rivers, named locally as "La Trinchera". The retreat of the coastline, the destruction of the bar of the Mataquito river and part of the bar of the Huenchullami river, and the formation of breachs and fans are the most important changes. As consequences of such an alteration is recorded in the sediment exchange in the beach-dune system, which is evidenced by the change in the dynamics of the dune field which is located inland. All these transformations and evolution of sandy coastline are revealed by satellite images obtained post earthquake. Keywords: Tsunami, Chile, Sandy Coastline, Geomorphology, Satellite Imagery. INTRODUCCIÓN Los tsunamis generan cambios importantes en la geomorfología litoral, pudiendo originar una extensa erosión, transporte de sedimento y depositación en pocos minutos (Paris et al., 2009). Las evidencias de sus impactos han sido preservadas en la geomorfología y sedimentología de los medioambientes costeros en distintas partes del mundo (Narayana et al., 2007). Sin embargo, a pesar de las evidentes huellas geomorfológicas derivadas de los tsunamis recientes, este factor no ha sido estudiado de manera exhaustiva en comparación con otras manifestaciones características de estos, cómo la sedimentología. Dawson (1994) consideró que hasta la fecha
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
de la elaboración de su artículo no existía ningún documento detallado sobre el tema, siendo la investigación realizada por Shi et al. (1993) para el tsunami en Flores, el primer estudio geomorfológico basado en un tsunami moderno. A partir de tal trabajo, se sucedieron algunos estudios sobre tsunamis recientes en los cuales se describen las geoformas erosionales que estos producen, tales como escarpes en suelos, playas, bancos, riberas y lechos de ríos, para los tsunamis en el Sureste de Java (Maramai y Tinti, 1997), Papua Nueva Guinea (Gelfenbaum y Jaffe, 2003), el Sudeste Asiático (Fagherazzi y Du, 2008), y Japón (Richmond et al., 2012). Goff et al. (2009) realizaron aportes importantes para la geomorfología de tsunamis, estableciendo y definiendo las características básicas para su identificación. Según estos autores, entre las formas más recurrentes se encuentran los pedestales de erosión, topografías acolinadas, sistemas de dunas parabólicas, y cambios posttsunami (indirectos, de corto y mediano plazo) resultantes de la modificación en el sistema de almacenamiento de sedimento en el litoral. Estos mismos autores establecen las distinciones que existen entre la geomorfología y la geología de tsunamis en el contexto de ambientes de dunas, en donde la primera se encarga de estudiar las formas superficiales y los procesos que las crean, mientras que la segunda investiga el material que conforma estas formas y los procesos que conducen a su deposición. En muchos de estos estudios se han utilizado imágenes satelitales, las que han sido de gran valía en la identificación, dimensionamiento, zonificación y verificación de observaciones de terreno, de los efectos geomorfológicos de los tsunamis. En Chile se pueden encontrar referencias sobre geoformas generadas por tsunamis recientes gracias a las observaciones realizadas por Atwater et al. (2013), asociadas al terremoto de 1960 en la zona de Maullín. Se generaron brechas y abanicos formados a través de cordones litorales arenosos. Para el tsunami ocurrido el 27 de febrero de 2010, algunos autores han abordado los efectos geomorfológicos directos del terremoto y tsunami, describiendo aspectos como cambios en el nivel de base de ríos, en la línea litoral, socavamientos en playas, destrucción de las flechas de estuarios, entre otros (Geer, 2010; Morton et al., 2011). Sin embargo, en Chile no se han realizado investigaciones más acabadas respecto de los efectos geomorfológicos y sedimentológicos, directos e indirectos, generados por este tsunami. La presente investigación estudia las modificaciones generadas por el tsunami de Chile de 2010 en el litoral arenoso de “La Trinchera”, por medio de la observación de imágenes satelitales y verificación de formas en terreno. MATERIALES Y MÉTODOS Área de estudio El litoral arenoso de “La Trinchera” se ubica en la Región del Maule, entre los 34º 59’ y 35º 07’ S, y los 72º 12’ y 72º 09’ W (Fig. 1). Limita en el norte con el estuario Mataquito, mientras que por el sur se encuentra el estuario Huenchullami. En el este se emplaza una terraza marina pleistocena. El campo dunar que lo conforma, presenta dunas de origen barjánico, parabólico y dunas complejas (Araya, 2010). Estas sobreyacen una planicie de cordones litorales antiguos, conformadas por gravas y arena (Araya-Vergara y Araya, 2012). El origen principal de las arenas que componen las playas y dunas de este sistema provienen principalmente de la cuenca del Maule. Su mineralogía está dominada por granos magnéticos, cuyo origen es volcánico (Araya, 2010).
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
Procedimientos Para simplificar el análisis de esta investigación, se determinó el área de estudio considerando patrones de homogeneidad superficial, de la geomorfología previa y de los efectos directos e indirectos del tsunami. Se definieron así las zonas “Norte” (ZN), “Centro” (ZC) y “Sur” (ZS) (Fig. 1). Para el estudio del estado de la geomorfología in situ se realizó una campaña de terreno en Octubre de 2010, con el fin de establecer no solo los efectos directos, sino que también la evolución del área de estudio pos-tsunami, habiendo transcurrido ya algunos meses desde la ocurrencia del evento. En este se determinó el alcance y dirección del flujo de las olas por medio de evidencia geomorfológica, y aspectos como vegetación tumbada, depósitos de origen marino en superficie, y restos biológicos como conchas y esqueletos de crustáceos, entre otros. La revisión de estructuras superficiales y el análisis multitemporal se realizó gracias a imágenes satelitales (cortesía de Digital Globe http://www.digitalglobe.com y Google Earth). Estas imágenes ayudaron a complementar las observaciones de terreno.
N 35° 00’ S
ZN
ZC
Laguna Los Cisnes
ZS
35° 07’ S
2 km 72° 16’ W
72° 10’ W
Región del Maule
Área de estudio
Figura 1: Área de emplazamiento del sistema playa-duna de “La Trinchera”.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
RESULTADOS Brechas y Canales de Retorno Dentro de la evidencia geomorfológica distinguible en las imágenes satelitales, unas de las más numerosas corresponden a las Brechas. Estas son incisiones que el tsunami genera en las morfologías prexistentes, las que ceden a la dinámica del flujo que ingresa y retrocede, dejando marcas morfológicas y sedimentológicas claras (línea segmentada blanca, Fig. 2) a través de canales de retorno (flechas negras, Fig. 2). En los canales de retorno se distinguen abanicos, los cuales son formados por la remoción de sedimento desde el continente (línea segmentada roja, Fig. 2). Es así como el tsunami genera brechas o aperturas en los frentes dunares, y/o utiliza y/o agranda una prexistente, removiendo el sedimento y dejando en la superficie láminas de arena. El abanico puede construirse en el lado de sotavento de los cordones litorales durante la inundación, pero es a barlovento donde prevalece gracias a la retirada del mar.
N
Figura 2: Brecha (en blanco) y canal de retorno (flechas negras), en donde se forma un abanico (en rojo), ZN. Fuente: Google Earth (2011).
Tal como se describe en la Fig. 7 (óvalos rojos), es en la ZN y ZC donde se evidencian múltiples brechas con sus respectivos canales de retorno. Como una forma de estudiar las características del espaciamiento entre canales de retorno se trazaron distancias entre dos canales consecutivos, reconociéndose un promedio de 200 m entre cada canal. Se contaron al menos unos 30 canales de retorno con sus respectivos abanicos de tamaño considerable, es decir, de unos 90 m de ancho promedio en el sector distal o base, llegando algunos a unos 150 m. Mientras que el largo aproximado promedio bordea los 130 m desde el inicio del canal a la zona distal, habiendo algunos que bordean los 300 m. Los abanicos mostraron un ángulo promedio de 45°. La cantidad y recurrencia de estas formas va disminuyendo conforme se avanza hacia el sur, desapareciendo casi totalmente a partir del área en que dominan las antedunas (ZS). La ZS cuenta con una menor cantidad de brechas, aunque de importantes dimensiones (Fig. 3), reconociéndose aquí el mayor nivel de ingreso del mar en el campo de dunas, el que bordeó los 800 m.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
Socavamientos de Inundación Otro de los aspectos distintivos evidenciados en terreno son las formas erosionales que se disponen en superficies bajas y de manera casi perpendicular a las riberas sur de los estuarios Huenchullami y Mataquito (óvalos naranjos, Fig. 7). Estas formas se denominan como socavamientos de inundación, en inglés “Flood Scour” (Fig. 4). En la ribera sur del Mataquito se contaron unos cinco de gran tamaño, exhibiéndose con límites bien definidos y con una forma alargada pero irregular en sus extremos. Su largo generalmente es más amplio que su ancho y poseen un fondo plano, con una profundidad promedio de 1 m. El de mayor tamaño alcanzó los 350 m de largo y 70 m de ancho en el límite con el estuario. Otra de sus características es el tener un ángulo de casi 90° en relación con la ribera.
Figura 3: Brecha (línea segmentada blanca) y canal de retorno (flechas negras), ZS.
Figura 4: “Floud scour” generado por el derrame de las olas en la ribera sur de los estuario Mataquito, el cual posteriormente ha sido inundado por el mismo.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
Alteraciones en la zona litoral y frente dunar Una de las más importantes modificaciones provocadas por el tsunami corresponde al retroceso de la línea de costa producto de le erosión de la playa y el frente dunar. Este no solo generó pedestales y brechas, sino que también propició grandes cambios en toda la zona litoral, como la modificación de barras submarinas, bermas, además de la destrucción de la playa alta y la formación de incisiones en las antedunas que se alojan en la ZS. El retroceso de la línea de costa alcanza en algunos sectores unos 120 m. Si bien este cálculo es aproximado, la Fig. 5 muestra la importante sección que ha desaparecido gracias a la acción del tsunami, conduciendo de esta manera a una importante pérdida de sedimento especialmente en sectores bajos, cercanos al estuario Huenchullami y Mataquito. Como se sabe, esta situación provocó incluso la destrucción de casi la totalidad de la flecha de éste último, cuya extensión bordeaba los 5 km, desapareciendo los cordones de dunas transversales alojados en esta (óvalo amarillo, Fig. 7).
2009 N
2011 N
Figura 5: Cambios generados en la zona litoral en la ZS. Existe un retroceso importante post-terremoto de unos 120 m, en comparación a lo que existía el año 2009.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
Modificación de formas eólicas Las transformaciones ocurridas a lo largo de la zona litoral y el frente dunar gatillaron una alteración en el normal intercambio de sedimentos en el sistema playa-duna, lo que determinó un cambio su dinámica. Como se observa en la Fig. 6, a un año del tsunami existe un aumento de la actividad dunar. Esto es distinguible en zonas que se mostraban libres de arena el 2009, y que para el 2011 se exhiben sepultadas por mantos eólicos o aspersiones. Este aumento de la actividad de las formas eólicas se concentra esencialmente en la ZN del campo de dunas.
2009
2011 N
N
Figura 6: Cambio en la dinámica de las formas eólicas presentes en el área de estudio, producto del tsunami del 27 de febrero de 2010. Los cordones litorales antiguos que antes se encontraban en superficie (en tonalidades verdes) para el 2011 estaban cubiertos por mantos eólicos.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
N
Figura 7: Imagen satelital a un mes de ocurrido el tsunami. En los óvalos rojos se observan las brechas y canales de retorno, en los óvalos naranjos los “floud scour”, y en el óvalo amarillo la flecha estuarial erosionada.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
DISCUSIÓN Geomorfología de tsunamis: consecuencias morfológicas directas y su diferenciación espacial Las ZN y ZC mostraron una morfología dominada por una cantidad importante de brechas y canales de retorno con forma de abanicos, ya presenciados como fenómenos en Japón por Kitamura et al. (1961) tras el tsunami ocurrido a causa del terremoto de Valdivia en 1960. Así mismo estas formas han sido observadas por otros investigadores en distintas partes del mundo, y recientemente tras el tsunami del Sudeste Asiático el 2004 (Umitsu et al., 2007; Fagherazzi y Du, 2008), y de Japón el 2011 (Richmond et al., 2012). En la ZS se establece una relación morfológica distinta en comparación a las zonas más septentrionales. Es en este lugar en donde se establece un retroceso importante de la línea de costa, coincidiendo con lo que determinó Morton et al. (2011) para la misma zona. También en este sector tales autores establecieron un límite de inundación de unos 800 m, lo que según lo observado en terreno, sería el nivel máximo de ingreso del tsunami. En la ribera del Mataquito las formas erosionales como los “Flood Scour” o socavamientos de inundación, se muestran como fenómenos interesantes desde la perspectiva de su origen y formación, ya que en la literatura ha sido poco discutida su relación con los estuarios. Fagherazzi y Du (2008) proponen un modelo en el cual se estima una fase de formación, resultante del derrame del flujo de tsunami sobre la ribera, y otra posterior, donde el flujo de retorno ensancha la incisión inicial, retrabajándola fruto del aumento de la fuerza erosiva principalmente por gravedad. Se destaca que el estudiar las consecuencias geomorfológicas de los tsunamis implica el considerar puntos de definición tanto para sus efectos directos, como también para los indirectos. La alta disponibilidad de sedimento suelto y la presencia de morfologías erosionadas, relacionadas con los conjuntos morfológicos no afectados de manera directa, dan como resultado un entramado complejo y de rápida evolución. El notorio aumento de la actividad superficial en el campo dunar después de la ocurrencia del tsunami, puede deberse a distintos factores, siendo una de los principales la rápida devolución del sedimento al sistema, luego de ser erosionada desde la playa y las mismas dunas. Todos estos cambios y diferenciaciones espaciales pudieron ser constatados gracias a la utilización de imágenes satelitales, mediante un análisis multitemporal. Esta herramienta demostró ser de gran utilidad para la el estudio de la geomorfología de tsunamis y los cambios indirectos propiciados por este fenómeno. CONCLUSIONES El litoral arenoso ubicado en la zona de “La Trinchera” ha mostrado importantes cambios producto del terremoto y tsunami de Chile de 2010. Herramientas como las imágenes satelitales demostraron ser de gran utilidad para el estudio de sus efectos directos e indirectos. AGRADECIMIENTOS Investigación realizada en el marco del proyecto Fondecyt Nº 1150321.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS Atwater, B.; Cisternas, M.; Yulianto, E.; Prendergast, A.; Jankaew, K.; Eipert, A.; Starin F.; Warnakulasuriya I.; Tejakusuma, I.; Schiappacasse, I.; Sawai, Y. 2013. The 1960 tsunami on beach-ridge plains near Maullín, Chile: Landward descent, renewed breaches, aggraded fans, multiple predecessors. Andean geology, 40(3): 393-418. Araya, C. 2010. Morfogénesis evolutiva y sedimentología del sistema de dunas costeras de La Trinchera, región del Maule. Memoria para optar al Título de Geógrafo., Facultad de Arquitectura y Urbanismo, Universidad de Chile. 86 pp. Inédito. Araya-Vergara, J. y Araya, C. 2012. Genetic relationships between beach ridge plain and superimposed dunes (Maule region, Chile). En Congreso Geológico Chileno, 13o, Antofagasta, Chile, 05-09 Agosto 2012: 680682. Dawson, A. 1994. Geomorphological effects of tsunami run-up and backwash. Geomorphology, 10: 83-94. Fagherazzi, S. y Du, X. 2008. Tsunamigenic incisions produced by the December 2004 earthquake along the coasts of Thailand, Indonesia and Sri Lanka. Geomorphology, 99: 120-129. Geer, 2010. “Geo-engineering Reconnaissance of the 2010 Maule, Chile Earthquake,” report of NSFSponsored GEER Association Team, J. Bray & D. Frost, eds., http://www.geerassociation.org/. Gelfenbaum, G. y Jaffe, B., 2003. Erosion and sedimentation from the 17 July, 1998 Papua New Guinea tsunami. Pure and Applied Geophysics, 160: 1969-1999. Goff, J.; Lane, E; Arnold, J. 2009. The tsunami geomorphology of coastal dunes. Natural Hazards and Earth System Sciences, 9: 847-854. Kitamura, N.; Kotaka, T.; Kataoka, J. 1961. Ofunato-Shizugawa chiku (region between Ofunato and Shizugawa), in Geological Observations of the Sanriku Coastal Region Damaged by Tsunami due to the Chile Earthquake in 1960, edited by E. Kon’no, Contrib. Inst. Geol. Paleontol. Tohoku Univ., 52, 28-40. Maramai, A. y Tinti, S. 1997. The 3 June 1994 Java tsunami: a post-event survey of the coastal effects. Natural Hazards, 15 (1): 31-49. Morton, R.; Gelfenbaum, G.; Buckley, M.; Richmond, B. 2011. Geological effects and implications of the 2010 tsunami along the central coast of Chile. Sedimentary Geology, 242: 34-51. Narayana, A.; Tatavarti, R.; Shinu, N.; Subeer, A. 2007. Tsunami of December 26, 2004 on the southwest coast of India: post-tsunami geomorphic and sediment characteristics. Marine Geology, 242: 155-168. Paris, R.; Wassmer, P.; Sartohadi, J.; Lavigne, F.; Barthomeuf, B.; Desgages, É.; Grancher, D.; Baumert, P.; Vautier, F.; Brunstein, D.; Gomez, C. 2009. Tsunamis as geomorphic crisis: lessons from the December 26, 2004 tsunami in Lhok Nga, west Banda Aceh (Sumatra, Indonesia). Geomorphology, 104: 59-72.
XV Conferencia Iberoamericana de Sistemas de Información Geográfica
Richmond, B.; Szczuciński, W.; Chagué-Goff, C.; Goto, K.; Sugawara, D.; Witter, R.; Tappin, D.; Jaffe, B.; Fujino, S.; Nishimura, Y.; Goff, J. 2012. Erosion, deposition and landscape change on the Sendai coastal plain, Japan, resulting from the March 11, 2011 Tohoku-oki tsunami. Sedimentary Geology, 282: 27-39. Shi, S.; Dawson, A.; Smith, D. 1993. Geomorphological impact of the Flores tsunami of 12th December, 1992, In: Tsunami '93, Proc. IUGG/IOC Int. Tsunami Symp., Wakayama, Japan, August 23-27, 1993: 689-596. Umitsu, M.; Tanavud, C.; Patanakanog, B. 2007. Effects of landforms on tsunami flow in the plains of Banda Aceh, Indonesia, and Nam Khem, Thailand. Marine Geology, 242: 141-153.
