G. Figueroa
Departamento de Geología,
Programa de Doctorado en Ciencias mención Geología, Facultad de Ciencias
Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile
ABSTRACT
Grandes terremotos de
subducción en Chile han generado deformación en la costa a corto término (ciclo
sísmico), mientras que también se ha observado una deformación a largo término
probablemente asociada. Compilamos las evidencias geológicas de deformación
costera producidas por grandes terremotos de interplaca tipo “thrust” en el
margen de subducción andina. Mediante una explicación del fenómeno que
relaciona los grandes terremotos y la deformación costera, además de una
georreferenciación de los lugares donde se han realizado los principales
trabajos de investigación. Describimos cada una de las evidencias geológicas de
deformación costera en el corto y largo término, para distintas zonas en el
margen de subducción chileno. Tanto la deformación costera de corto término que
conlleva cambios verticales desde milímetros hasta metros, como la de largo
término se complejizan debido a otras forzantes de cambios relativos del nivel
del mar. Sin embargo, ambas deformaciones parecen estar relacionadas a
terremotos de interplaca como a procesos asociados al ciclo sísmico.
INTRODUCCIÓN
Los terremotos de interplaca tipo “thrust” pueden ser de grandes magnitudes y con un gran potencial de peligro, generando deformaciones en la costa (Leyton et al., 2009). En cuatro segmentos de ruptura de grandes terremotos en Chile (fig. 1), se han realizado estudios paleosismológicos en la comprensión del fenómeno: segmentos de los terremotos históricos de gran magnitud del año 1730, 1877, 1960 y el actual terremoto del año 2010 (Cisternas et al., 2005; Farías et al., 2010; Melnick et al., 2012; Dura et al., 2015). La paleosismología costera busca y analiza evidencias geológicas de los efectos generados por los terremotos, incluyendo evidencia de sacudimiento (Tuttle, 2001; Moernaut et al., 2014), cambios verticales (Atwater & Hemphill-Haley, 1997), y tsunamis (Bourgeois, 2009). Destacan los estudios realizados en el área de ruptura del terremoto de 1960, enfocados en registros geológicos de los terremotos predecesores, su recurrencia y las deformaciones en la costa a una escala de corto y largo término (Cisternas et al., 2005; Garrett et al., 2015; Moernaut et al., 2018).
En el corto término, tenemos el ciclo sísmico caracterizado por tres momentos: i) la fase cosísmica, representada por el momento en que ocurre el terremoto, en un tiempo de segundos hasta minutos, ii) la fase postsísmica, representada por el momento posterior a la ocurrencia del terremoto, que se extiende un par de años hasta siglos, y iii) la fase intersísmica, representada por el tiempo entre dos grandes terremotos (Thatcher and Rundle, 1984).
Por otro lado, cuando mencionamos el largo término, la escala temporal es de miles de años. Acá la importancia de un solo terremoto se minimiza, y los procesos que actúan en la deformación se complejizan. La acumulación de esfuerzos que ocurre en la interfase de placas es liberada durante el ciclo de terremotos, pero parte de estos esfuerzos son aún interrogantes de estudios, con modelos de respuesta a un comportamiento de corteza elástica e incluso viscoelástica.
TERREMOTOS DE SUBDUCCIÓN Y DEFORMACIÓN COSTERA
Los terremotos de subducción son producidos por el choque de la placa de Nazca con la placa Sudamericana, subductando una bajo la otra. Desde el norte de Chile hasta el sur, existen diferentes parámetros físicos que hacen que el comportamiento de las deformaciones en el continente sea diferente. Por ejemplo, el ángulo de subducción, la velocidad del movimiento de la placa oceánica, la distancia entre la fosa y la costa, las asperezas, entre otros (Saillard et al., 2017).
Un modelo propuesto por Carvajal et al. (2017) para el centro-sur de Chile, indica que según la zona de ruptura (somera, intermedia y profunda), la costa a aproximadamente más de 100 km de la fosa, puede verse afectada por levantamiento y/o hundimiento. Según esto, rupturas profundas causan el levantamiento de la costa, mientras que rupturas someras e intermedias causan hundimiento en esta área (fig. 2).
Figura 2. Perfil de patrones de deformación costera para tres tipos de ruptura asociado a terremotos de interplaca hipotéticos: someros, típicos y profundos (modificado de Carvajal et al., 2017)
EVIDENCIAS GEOLÓGICAS DE DEFORMACIÓN COSTERA PARA EL CORTO TÉRMINO
Los pioneros en la descripción de levantamiento costero fueron a inicios del siglo XIX, partiendo con la escritora y viajera inglesa Maria Graham, quien documentó playas más extensas y rocas alzadas asociado al terremoto de 1822 de Valparaíso (Callcott, 1835). Mientras que años más tarde, Robert FitzRoy y Charles Darwin reportaron organismos sésiles intermareales muertos asociado a levantamiento producido por el terremoto de 1835 de Concepción (Fitzroy, 1839; Darwin, 1851).
Estudios recientes han cuantificado la deformación costera durante la etapa cosismica mediante marcadores como organismos sésiles: algas coralinas y mejillones, particularmente para el terremoto del Maule 2010, Mw 8.8 (Vargas et al., 2011; Melnick et al., 2012). Mientras que las nuevas tecnologías como el GPS y el InSar han permitido cuantificar la deformación de terremotos actuales en el mundo, a una escala de error milimétrico (Sreejith et al., 2016; Fielding et al., 2020).
En lo que respecta a la etapa intersísmica y postsísmica un estudio en la Isla Santa María mediante una serie temporal de cartas batimétricas documentaron un levantamiento durante el terremoto de 1835, y para el periodo entre dos grandes terremotos un hundimiento de la isla (Wesson et al., 2015). Concluyendo que en gran medida los datos estarían acorde a las predicciones de la teoría del rebote elástico, y entre un 10-20% del levantamiento podría ser permanente.
En Chile central, para el área de Quintero, un alto nivel relativo del mar durante el holoceno medio creó una marisma con un espacio suficiente para la acomodación de sedimentos que preservaron evidencias de terremotos. Infirieron que un incremento de diatomeas entre unidades sedimentarias subyacentes y sobreyacientes a un depósito de arena (interpretado como tsunami), registran alzamiento cosísmico para cinco eventos de terremotos pasados durante los últimos 2.600 años (Dura et al., 2015). Por otro lado, en el centro-sur de Chile, en la localidad de Chucalén, establecieron un enfoque bioestratigráfico cuantitativo para un registro costero de 1.000 años. Estimaron por medio de cambios en la asociación de diatomeas en marismas, deformaciones cosísmicas para cuatro terremotos, el de 1960 y sus predecesores (Garrett et al., 2015). Concluyen una subsidencia a escala de metros para algunos terremotos como también, subsidencia nula o un leve alzamiento.
Por último, por medio del análisis y comparación de datos de mareógrafos en el área de Puerto Montt, se ha descrito un levantamiento postsísmico para la región durante los últimos años (Barrientos et al., 1992). A pesar, de que el estudio fue de la década pasada, probablemente una actualización de la metodología permita obtener valores más precisos.
EVIDENCIAS GEOLÓGICAS DE DEFORMACIÓN COSTERA PARA EL LARGO TÉRMINO
En la escala de largo término más reciente, a partir de depósitos intermareales en cuatro sitios cercanos a la Isla de Chiloé, área centro-sur de Chile, se obtuvo un levantamiento neto de 1 m en los últimos 1.500 años, mientras que durante los últimos 4.000 años este fue de 2 m, a pesar de la subsidencia de 1-2 m durante del gran terremoto del año 1960 (Atwater et al., 1992).
Además, durante el holoceno por medio de paleoplayas alzadas por terremotos pasados, se ha podido calcular la recurrencia y tasas de levantamiento asociados. En la Isla Santa María, con 21 bermas de playa, se calculó un levantamiento promedio de 2,3 ± 0,2 m/año, y un intervalo de recurrencia de ~180 años (Bookhagen et al., 2006). Mientras que en la Isla Mocha a partir de 18 paleoplayas alzadas, se estimó para los últimos 6.000 años una tasa de levantamiento de 20 mm/año, mientras que para los últimos 1.000 años esta se vuelve más alta, siendo de 70 mm/año (Nelson and Manley, 1992). Probablemente relacionado a una alta concentración de estrés entre dos segmentos principales de la zona de subducción (área del terremoto de 1835 y 1960). Abarcando un rango de tiempo mucho más largo, se han utilizado las terrazas marinas a lo largo de la línea de costa de Chile. En regiones con la costa cercana a la fosa, <110 km, se han estimado tasas de levantamiento de 0,4 m/ka relacionada a una deformación anelástica permanente del antearco que se acumula en el tiempo (Saillard et al., 2017).
En el norte de Chile, con evidencias geomorfológicas suministradas por depósitos litorales holocenos y terrazas marinas, las tazas de levantamiento tienen valores del orden de 1,4 a 1,7 m/ka, con una absorción del levantamiento diferencial por la Falla de Mejillones que tiene un deslizamiento vertical de 0,47 m/ka en los últimos ~44ka (González-Alfaro et al., 2018).
Por último, análisis morfométrico combinado con modelos de evolución del paisaje a lo largo de la rasa andina central, dan resultados de un levantamiento constante de 0,13 ± 0,04 mm por año a lo largo de un tramo de más de 2.000 km, durante el Cuaternario (Melnick, 2016).
DEFORMACIÓN COSTERA Y SUS PROCESOS GENERADORES ASOCIADOS
Dentro del ciclo sísmico, Wang et al. (2012) han identificado al menos tres procesos que toman lugar después de cada terremoto: 1) deslizamientos continuos de la falla, conocidos como réplicas, 2) relajación de los esfuerzos de forma viscoelástica inducido por los terremotos, y 3) un re-bloqueo de la falla de subducción. Estos tres procesos parecen tener un rol fundamental en la deformación costera, luego del movimiento principal generado cosismicamente. Para el caso del terremoto del año 1960 de Valdivia Mw 9,5, en la localidad de Maullín, el terremoto generó una subsidencia de 1,5 m (Thomas et al., 1963), pero hasta la actualidad, seis décadas después, no se ha reportado aún levantamiento. Esto es una interrogante, según lo observado en una escala temporal de largo término, donde el levantamiento costero ha sido el resultado por lo menos de los últimos 4.000 años (Atwater et al., 1992). Una hipótesis de los autores consiste en un levantamiento cíclico por la acumulación de deformación elástica intersísmica, y, por otro lado, un levantamiento monótono, determinado por el rebote postglacial generado por la descarga del fondo del océano Pacífico.
Mientras que, en el norte de Chile, para el terremoto del año 2007 Mw 7,7 de Tocopilla, en la localidad de Mejillones, se observó un levantamiento de 0,34 m, y una subsidencia leve los años siguientes de aproximadamente 1,31 mm (González-Alfaro et al., 2018). Esto parece estar explicado por una recuperación de rebote elástico postsísmico e intersísmico, pero en una mirada de largo término, los autores reportan un levantamiento del área de ~60 m en los últimos 44.000 años.
Es importante mencionar, que el escenario se vuelve más complejo si se toma en cuenta las variaciones del nivel del mar en la escala de miles de años. Los efectos de este cambio relativo del nivel del mar no solo apuntan a una variable tectónica. Por tanto, puede que las deformaciones costeras generadas por grandes terremotos tengan una influencia en el levantamiento de largo término. Se recomienda generar nuevos estudios considerando todas las variables que interactúan en los cambios relativos del nivel del mar, e incluir las deformaciones de corto y largo término, para determinar un vínculo de los terremotos con el levantamiento neto de la costa.
CONCLUSIONES
REFERENCIAS
Atwater, B.F., and
Hemphill-Haley, E., 1997, Recurrence Intervals for Great Earthquakes of the
Past 3,500 Years at Northeastern Willapa Bay, Washington: United States
Geological Survey Professional Paper,.
Atwater, B.F., Núñez, H.J., and Vita-Finzi, C., 1992, Net
Late Holocene emergence despite earthquake-induced submergence, south-central
Chile: Quaternary International, v. 15–16, p. 77–85,
doi:10.1016/1040-6182(92)90037-3.
Barrientos, S.E., Plafker, G., and Lorca, E., 1992,
Postseismic coastal uplift in southern Chile: Geophysical Research Letters,
doi:10.1029/92GL00210.
Bookhagen, B., Echtler, H.P., Melnick, D., Strecker, M.R.,
and Spencer, J.Q.G., 2006, Using uplifted Holocene beach berms for paleoseismic
analysis on the Santa María Island, south-central Chile: Geophysical Research
Letters, doi:10.1029/2006GL026734.
Bourgeois, J., 2009, Bourgeois, J. 2009. Geologic effects and
records of tsunamis. Chapter 3 in The Sea, volume 15, Tsunamis, Harvard
University Press, p. 55-91 [personal pdf version], in p. 53–91.
Callcott, M., 1835, On the Reality of the Rise of the Coast
of Chile, in 1822, as stated by Mrs. Graham: American Journal of Science and
Arts, v. 28, p. 239–247.
Carvajal, M., Cisternas, M., Gubler, A., Catalán, P.A.,
Winckler, P., and Wesson, R.L., 2017, Reexamination of the magnitudes for the
1906 and 1922 Chilean earthquakes using Japanese tsunami amplitudes:
Implications for source depth constraints: Journal of Geophysical Research:
Solid Earth, v. 122, p. 4–17.
Cisternas, M. et al., 2005, Predecessors of the giant 1960
Chile earthquake: Nature, v. 437, p. 404–407, doi:10.1038/nature03943.
Darwin, C., 1851, Geological observations on coral reefs,
volcanic islands, and on South America: Being the geology of the voyage of the
Beagle, under the command of Captain Fitzroy, RN, during the years 1832 to
1836: Smith, Elder & Company.
Dura, T., Cisternas, M., Horton, B.P., Ely, L.L., Nelson,
A.R., Wesson, R.L., and Pilarczyk, J.E., 2015, Coastal evidence for Holocene
subduction-zone earthquakes and tsunamis in central Chile: Quaternary Science
Reviews, doi:10.1016/j.quascirev.2014.10.015.
Farías, M., Vargas, G., Tassara, A., Carretier, S., Baize,
S., Melnick, D., and Bataille, K., 2010, Land-Level Changes Produced by the:
Sciences, v. 329, p. 916, doi:10.1021/jz200155b.
Fielding, E.J., Liu, Z., Stephenson, O.L., Zhong, M., Liang,
C., Moore, A., Yun, S.H., and Simons, M., 2020, Surface deformation related to
the 2019 Mw7.1 and 6.4 ridgecrest earthquakes in california from GPS, SAR
interferometry, and SAR pixel offsets: Seismological Research Letters,
doi:10.1785/0220190302.
Fitzroy, R., 1839, Proceedings of the second expedition,
1831-1836, under the command of Captain Robert Fitz-Roy: Henry Colburn, v. 2.
Garrett, E., Shennan, I., Woodroffe, S.A., Cisternas, M.,
Hocking, E.P., and Gulliver, P., 2015, Reconstructing paleoseismic deformation,
2: 1000 years of great earthquakes at Chucalén, south central Chile: Quaternary
Science Reviews, v. 113, p. 112–122, doi:10.1016/j.quascirev.2014.10.010.
González-Alfaro, J. et al., 2018, Abrupt increase in the
coastal uplift and earthquake rate since ∼40 ka at the northern Chile seismic gap in the Central Andes:
Earth and Planetary Science Letters, doi:10.1016/j.epsl.2018.08.043.
Leyton, F., Ruiz, S., and Sepúlveda, S.A., 2009, Preliminary
re-evaluation of probabilistic seismic hazard assessment in Chile: From Arica
to Taitao Peninsula: Advances in Geosciences, doi:10.5194/adgeo-22-147-2009.
Melnick, D., 2016, Rise of the central Andean coast by
earthquakes straddling the Moho: Nature Geoscience, doi:10.1038/ngeo2683.
Melnick, D., Cisternas, M., Moreno, M., and Norambuena, R.,
2012, Estimating coseismic coastal uplift with an intertidal mussel:
Calibration for the 2010 Maule Chile earthquake (M w = 8.8): Quaternary Science
Reviews, doi:10.1016/j.quascirev.2012.03.012.
Moernaut, J., Van Daele, M., Fontijn, K., Heirman, K., Kempf,
P., Pino, M., Valdebenito, G., Urrutia, R., Strasser, M., and De Batist, M.,
2018, Larger earthquakes recur more periodically: New insights in the
megathrust earthquake cycle from lacustrine turbidite records in south-central
Chile: Earth and Planetary Science Letters, v. 481, p. 9–19.
Moernaut, J., Van Daele, M., Heirman, K., Fontijn, K.,
Strasser, M., Pino, M., Urrutia, R., and De Batist, M., 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, v. 119, p. 1607–1633, doi:10.1002/2013JB010738.
Nelson, A.R., and Manley, W.F., 1992, Holocene coseismic and
aseismic uplift of Isla Mocha, south-central Chile: Quaternary International,
doi:10.1016/1040-6182(92)90036-2.
Saillard, M., Audin, L., Rousset, B., Avouac, J.P., Chlieh,
M., Hall, S.R., Husson, L., and Farber, D.L., 2017, From the seismic cycle to
long-term deformation: linking seismic coupling and Quaternary coastal
geomorphology along the Andean megathrust: Tectonics, doi:10.1002/2016TC004156.
Sreejith, K.M., Sunil, P.S., Agrawal, R., Saji, A.P., Ramesh,
D.S., and Rajawat, A.S., 2016, Coseismic and early postseismic deformation due
to the 25 April 2015, Mw 7.8 Gorkha, Nepal, earthquake from InSAR and GPS measurements:
Geophysical Research Letters, doi:10.1002/2016GL067907.
Thatcher, W., and Rundle, J.B., 1984, A viscoelastic coupling
model for the cyclic deformation due to periodically repeated earthquakes at
subduction zones.: Journal of Geophysical Research,
doi:10.1029/JB089iB09p07631.
Thomas, B.Y.H., Bowes, W., and Bravo, N., 1963, Field
observations made between Puerto Montt and Maullin: Bulletin of the
Seismological Society of America, v. 53, p. 1353–1356.
Tuttle, M.P., 2001, The use of liquefaction features in
paleoseismology: Lessonslearned in the New Madrid seismic zone, Central United
States: Journal of Seismology, doi:10.1023/A:1011423525258.
Vargas, G., Farias, M., Carretier, S., Tassara, A., Baize,
S., and Melnick, D., 2011, Coastal uplift and tsunami effects associated to the
2010 M(w)8.8 Maule earthquake in Central Chile: Andean Geology, v. 38, p.
219–238, doi:10.1093/gji/ggv122.
Wang, K., Hu, Y., and He, J., 2012, Deformation cycles of
subduction earthquakes in a viscoelastic Earth: Nature,
doi:10.1038/nature11032.
Wesson, R.L., Melnick, D., Cisternas, M., Moreno, M., and
Ely, L.L., 2015, Vertical deformation through a complete seismic cycle at Isla
Santa María, Chile: Nature Geoscience, doi:10.1038/ngeo2468.
