La compleja historia sísmica del sur de Chile

Es una afirmación de perogrullo, pero vale la pena recordarla: Chile es un país sísmico. Así lo demuestra su extenso registro histórico, el que en casi 400 años da cuenta de innumerables eventos telúricos, incluyendo al más grande registrado instrumentalmente en el mundo. Diversos estudios realizados en los últimos años revelan variada evidencia de los efectos de los sismos en gran parte de la zona sur del país y añaden información de otros sucedidos antes de la llegada de los españoles.

Hasta ahora no existe un método científico que permita anticipar el dónde y cuándo va a suceder un terremoto, menos con un rango aceptable. Los esfuerzos, entonces, han sido enfocados en comprender cada cuánto tiempo aproximadamente se producen tales eventos, es decir, su tiempo de recurrencia y entender mejor los procesos que los originan. Particularmente, la zona de ruptura del sismo de 1960, el más grande conocido con una magnitud de Mw 9.5, es una de las más estudiadas. Comprende cerca de 1000 km entre las penínsulas de Arauco, Región del Bío-Bío, y Taitao, en la Región de Aysén.

La primera fuente y la más logica es la de los antecedentes históricos, que cubren desde mediados del siglo 16 hasta nuestros días. Los principales eventos ocurrieron en 1575, 1737, 1837 y 1960, cuyos efectos fueron descritos fundamentalmente en las ciudades de Concepción, Valdivia y la isla de Chiloé, que eran los enclaves españoles principales de la época, salvo el de 1960 que pertenece a la era moderna y es ampliamente conocido. Entre las primeras apreciaciones basadas en las consecuencias, se sabe que los terremotos de 1575 y 1960 fueron muy similares, por lo que los 385 años que los separan se consideran un ciclo sísmico completo y son considerados de manera algo informal como “megasismos” por su gran envergadura. Así, para el próximo parecido se espera pasen algunos siglos. Los de 1737 y 1837 corresponden a eventos de menor magnitud, aunque sin dejar de ser importantes, con un tiempo de retorno de unos 100 a 150 años.

Puerto Montt tras el terremoto de 1960 – El Repuertero

Sin embargo, un sólo ciclo no es suficiente para tener una idea completa del asunto, por lo que hay que ir más atrás en el tiempo. ¿Cómo lograrlo? Una disciplina científica que ha ido cobrando cada vez más importancia es la de la paleosismología, que viene del término “paleo” que significa antiguo. A través de ella se pueden obtener datos acerca de los terremotos ocurridos cuando no había humanos que los describieran o, como suele suceder, en ausencia de relatos escritos la tradición oral no es demasiado confiable o es muy vaga como para poder determinar sus características. En otras palabras, se necesita evidencia científica que permita reconstruir el pasado. Para ello existen varios métodos, pero el más clásico y generalmente más accesible es el que ha dado mejores resultados: la estratigrafía, que estudia la historia geológica a través de las diferentes capas (estratos) del suelo.

Usualmente este método es posible verlo en la datación de actividad volcánica, al quedar capas de material (tefra) que es posible analizar. En el caso de la paleosismología, el estudio suele realizarse en la costa oceánica, donde los tsunamis remueven arena del fondo marino y la depositan en la playa, formando una secuencia distinguible del resto del suelo. Más recientemente se han añadido otros escenarios, como son los fondos de los lagos, que también actúan como un reservorio de información. Aquí, los depósitos son producidos por derrumbes (colapsos) de laderas durante los terremotos, aunque también ha sido de mucha utilidad en el tema volcánico. Normalmente los datos de ambas fuentes (costa-lagos) suelen complementarse, por lo que podrán imaginar el valor de un sitio que combine ambos.

Marco Cisternas, geólogo de la Pontificia Universidad Católica de Valparaíso (PUCV), ha dedicado varios años a la paleosismología, en conjunto con otros destacados autores, como Marcelo Lagos y Brian Atwater. Un ejemplo es que gracias a los depósitos cerca de Maullín pudieron comprobar la mencionada similitud entre los eventos de 1575 y 1960. Sin embargo, es el año 2006 cuando logra identificar un sitio que conjuga tanto las remociones de terreno como las huellas de tsunami. Dicho lugar es la Bahía Cocotué, que baña la conocida playa Mar Brava, al suroeste de Ancud, en Chiloé.

La flecha indica la Bahía Coculé en Chiloé – Google Earth

La zona es una extensa playa ubicada a los pies de una colina, de la cual se desprendió material durante el terremoto de 1960, que a su vez, sepultaron la arena transportada por el tsunami en esa ocasión. Si a esto agregamos que hay rastros de una serie de otros eventos, se ve como el lugar ideal. Sumémosle vegetación arrastrada por las remociones, que permite la datación por radiocarbono de las capas y se torna perfecto. Más aún, considerando que se encuentra aproximadamente en la mitad de la ruptura de 1960, lo convierte en un buen candidato para ser representativo de los sismos, al registrar evidencia de ellos.

A la izquierda, comparativa de playa Mar Brava en 1944, 1961 y 2009. En rojo las remociones post terremoto. A la derecha, detalle fotográfico del sitio – Cisternas et al (2016)

Por otro lado, los depósitos lacustres por derrumbe (llamados turbiditas) analizados se concentran a la altura de Valdivia, siendo los lagos más estudiados el Villarrica, Calafquén y Riñihue, este último de gran importancia ya que tanto en 1575 como 1960 su desagüe se vio bloqueado, causando a los pocos meses una desastrosa inundación en los valles, situación evitada en 1960 gracias a un gigantesco trabajo que se extendió por semanas. Ese fenómeno es uno de los factores que vincula ambos sismos. El problema de las turbiditas  es que pueden ser causados tanto por sismos locales como lejanos, así como por períodos de intensas lluvias que remuevan el material de las laderas. Es por esto que tras un trabajo de estudio de los datos conocidos, se estableció que el grosor de las turbiditas era un buen indicador de la intensidad (no magnitud) de los terremotos. Una limitante de este procedimiento es que pueden ocurrir temblores no asociados a los grandes eventos que sean localmente intensos, como en la falla Liquiñe-Ofqui o de origen volcánico. Otro problema es que hay sismos cuya ubicación no se conoce, por lo que es necesario recurrir a varias zonas para tener un cuadro general. Habiéndose desarrollado numerosas investigaciones a lo largo de los años se tiene información lugares tan distantes como las costas del Bío-Bío y Chiloé, lagos glaciales, el estuario del Reloncaví e incluso el fiordo San Rafael en la península de Taitao.

Diagrama que ilustra el proceso por el cual depósitos de tsunami y derrumbes quedan agrupados en un terremoto – Diario El Mercurio

Vamos al detalle. Los autores han dividido al centro-sur chileno en 2 grandes áreas o segmentos: Maule (MS) y Valdivia (VS). El primero corresponde a la ruptura del terremoto del 27 de febrero de 2010 con una magnitud de 8.8, mientras el segundo es el área del megasismo del 22 de mayo de 1960, magnitud 9.5, definida básicamente por la zona en la que se observaron descensos y elevaciones del terreno en distintos grados, y en la cual se concentran las investigaciones. Este evento tuvo desplazamientos cosísmicos (cuánto se movieron las placas) de hasta 40 metros al sur de Valdivia, en comparación a los cerca de 15 en el del Maule. En el resto de la ruptura los valores máximos oscilaron entre los 20 y 30 m, como en los extremos norte y sur de Chiloé y el archipiélago de los Chonos en Aysén, cerca del límite sur del terremoto. Por su parte, el sismo de 1575 tuvo características similares, como un tsunami devastador, pero especialmente los efectos en la zona lacustre, como el bloqueo del río San Pedro que desagua al lago Riñihue, que tuvo consecuencias catastróficas para la población al producirse un vaciamiento violento que arrasó todo aguas abajo. La misma situación se vivió en 1960, pero como mencioné pudo ser solucionada con resultados mucho menos dañinos. En ambos casos las turbiditas tuvieron rasgos semejantes, confirmando las similitudes.

Mapa de la ruptura sísmoca de 1960. Las curvas representan el desplazamiento cosísmico. Estrellas son epicentros de otros eventos – Moernaut et al (2014)

Respecto a los otros sismos históricos, surgen aspectos interesantes. El del 24 de diciembre de 1737 no registra turbiditas en el estuario del Reloncaví ni evidencia de tsunamis en el río Maullín, pero sí en los lagos de más al norte. Esto sugiere que se trató de una ruptura no muy grande (tal vez unos 100-150 km) localizada cerca de la ciudad de Valdivia, con una magnitud estimada de 7.5 a 8.0 y un desplazamiento cosísmico de quizás unos 2 metros. Se trata de un evento del que no existen muchos detalles históricos. Con respecto al terremoto de 1837 la cosa cambia. Aunque no hay rastros de subsidencia o tsunami en Maullín, se hallaron remociones pequeñas en el Reloncaví y turbiditas moderadas en los fondos lacustres, indicando a priori que fue mayor al de 1737, pero mucho menor a los de 1575 y 1960, como era de esperar. Sin embargo, es al analizar el tsunami asociado cuando aparecen las complicaciones. La literatura generalmente habla de olas de 2 m en la costa de Valdivia, pero en Hilo, Hawaii, la amplitud de las ondas alcanzó hasta 6 m. Katsuyuki Abe, científico japonés, le asignó al sismo de 1837 una “magnitud de tsunami” (Mt) de 9 3/4, es decir, 9.25, lo cual resultaría en un área de ruptura de más de 500 km y desplazamientos de 13 a 18 metros. Así, este terremoto habría liberado la energía de la mitad sur del VS.

¿Cómo se explica que poco más de 100 años después se produjera el 9.5 de 1960? Asumiendo que el de 1575 no dejara energía remanente (100% efectivo), al estimar el déficit de momento acumulado (cuánta energía elástica total se ha almacenado) a lo largo de los años, se puede ver si los sismos ocurridos han podido compensarlo. Al restar el momento de 1960 del total (385 años entre 1575 y 1960) resulta un exceso en la mitad sur de la ruptura (Canal de Chacao-Taitao), superávit solucionado por el terremoto de 1837. Aún así no se responde la pregunta inicial. Esto parece ser simplemente un sobredimensionamiento del evento al basarse sólo en la magnitud del tsunami. Los investigadores proponen que el sismo de 1837 pudo romper una zona más cercana a la fosa oceánica, lugar superficial de choque de las placas, siendo más efectivo en la generación de un tsunami de mayores dimensiones. La principal dificultad radica en que el límite norte de la hipotética ruptura varía en casi 200 km por la falta de antecedentes más precisos.

Esquema que combina las estimaciones de rupturas, desplazamientos y momento acumulado según latitud para diversos eventos – Moernaut et al (2014)

Los datos no se remiten sólo a la época histórica. También se halló evidencia de grandes sismos alrededor de los años 1083-1170 y 1310-1332 (fechados en lago Calafquén) que pueden emparentarse con los de 1575 y 1960. Además, uno de cerca del 1466 es similar al de 1737, junto a otros descritos en 1742 (Aysén) y 1748 (Chiloé).  Siempre en fechas aproximadas, en 1300, 1400-1450 y 1550 hay huellas de terremotos con las características del evento de 1837. Los nuevos datos revelan tiempos de recurrencia en el período 1300-1575 de unos 85 años, no mucho más de los casi 57 transcurridos tras el megasismo de 1960, a diferencia de los 100-150 años del intervalo 1575-1960, mientras los gigantes (M∼9 o superior) cumplen ciclos promedio de 200-250 años.  Esto implica que no es necesario esperar demasiado tiempo para que un sismo grande (M∼8) tenga lugar a pesar de la enorme energía liberada hace pocas décadas. A esto se suma que no se conocen bien los detalles de la ruptura, pudiendo quedar tramos con acoplamientos significativos prontos a destrabarse. El último trabajo de Cisternas (ver referencias) fue presentado antes del terremoto Mw 7.6 del 25 de diciembre de 2016 en Chiloé, que parece haber confirmado los temores de sus autores. Fue publicado recién en marzo de 2017.

Resumen de las características de los principales terremotos de los últimos 1000 años en base a la evidencia recogida – Cisternas et al (2016)

¿Recuerdan Coculé? Pues bien, no sólo tsunamis y terremotos fueron identificados en ese lugar. También se encontró un depósito de aproximadamente 5 cm de piedra pómez en varios de los puntos estudiados del sector. Su tamaño varía entre 1 y 5 cm de diámetro y se ubica sobre la capa correspondiente al megasismo del siglo 14. La pómez es una roca volcánica y este hallazgo sugiere una cercanía en el tiempo con dicho evento, si es que no están relacionados. En la zona existen numerosos volcanes que pudieron ser la fuente de este depósito. Un factor a considerar es la ubicación de la bahía. Basándose en ello, se propone como principal candidato al volcán Calbuco, debido a que sus productos desaguan al fiordo y seno del Reloncaví y de ahí por el Canal de Chacao hacia Coculé. Además, su constante actividad y porque se le conoce una erupción datada entre el 1311 y 1452, tiempo en el cual ocurrió el terremoto, junto al hecho de que en 1961 entró en erupción tras el sismo de 1960, lo convierten en un origen razonable. Sin embargo, el volcán Yates, a orillas del estuario del Reloncaví, es otro de los postulados. La principal razón es que tuvo una erupción explosiva de pómez en 1034-1155 y 1497-1666. Aunque los tiempos no cuadran (es muy poco conocida su historia eruptiva) no se puede descartar. Por último, el volcán Apagado, vecino del Yates, produjo caída de pómez hace al menos 2000 años. Hay que tomar en cuenta además que es la única pómez vista en el sitio en los cerca de 1000 años de registro. Sólo un estudio geoquímico más detallado del material pumíceo permitirá esclarecer su real origen, que tal vez no sea ninguno de los mencionados.

Detalle de la piedra pómez encontrada en la bahía Coculé – Cisternas et al (2016)

A pesar de todos los datos recopilados, aún quedan diversos detalles poco conocidos. Uno de ellos es el verdadero comportamiento de la ruptura de 1960 en su mitad sur. Terremotos como el de 2016 tuvieron sólo un tsunami instrumental asociado, por lo que es plausible que varios eventos similares en el pasado no hayan dejado una huella reconocible en forma de sedimentos costeros o lacustres. Cisternas ha manifestado que su próximo objetivo es reanudar estudios de esta naturaleza en la zona central de Chile, en la cual desde el año 1730 no se produce un sismo de gran envergadura. En otras palabras, aparentemente aún no se cierra el ciclo mayor. Hablamos nada menos que de un terremoto de magnitud cercana o superior a 9, algo muy serio a tener presente donde se concentra alrededor de 1/3 de la población del país.


Referencias:

M. Cisternas, E. Garrett, R. Wessond, T. Dura, L.L. Ely, 2016: “Unusual geologic evidence of coeval seismic shaking and tsunamis shows variability in earthquake size and recurrence in the area of the giant 1960 Chile earthquake”, Marine Geology

J. Moernaut1, M. Van Daele, K. Heirman, K. Fontijn, M. Strasser, M. Pino, R. Urrutia, M. De Batist, 2014: “Lacustrine turbidites as a tool for quantitative earthquake reconstruction: New evidence for a variable rupture mode in south central Chile”, Journal of Geophysical Research: Solid Earth

Katsuyuki Abe, 1979: “Size of Great Earthquakes of 1837-1974 Inferred From Tsunami Data”, Journal of Geophysical Research

Cinna Lomnitz, 1970: “Major Earthquakes and Tsunamis in Chile during the period 1535 to 1955”,  Geologische Rundschau

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