El 26 de diciembre de 2004, a las 0:58:53 hora internacional (UTC), 07:58:53 AM hora local de Sumatra, se generó un sismo de magnitud 9.0 (United States Geological Survey, USGS, 2005) en la costa occidental de la isla de Sumatra en Indonesia. Este evento es uno de los mayores ocurridos desde 1900 después del terremoto del año 1960 en Chile cuya magnitud fue de 9.5, y los de Alaska en 1957 y 1964 con magnitudes 9.1 y 9.2, respectivamente.

2. EFECTOS

El terremoto del pasado 26 de diciembre fue generado en el fondo oceánico, a 3.32° de latitud norte y 95.85° de longitud este y a una profundidad de 30 km, según la localización obtenida por el USGS (2004). Como consecuencia del movimiento producido por este sismo en el fondo oceánico, se generó un tsunami que viajó a través del océano Índico cobrando la vida de más de 150 000 personas en varios países del sur y sureste asiático. En la Figura 1 se presenta la localización del evento y el tiempo de viaje (en horas) del tsunami a través del océano.

Figura 1. Localización del evento sísmico y tiempo de viaje (en horas) del tsunami que se generó. La estrella amarilla y roja en cada figura representa el epicentro del evento. Algunas de sus réplicas son representadas por los círculos rojos rellenos. Las figuras fueron tomadas de los servicios geológicos de Estados Unidos y Japón respectivamente.

Se calcula que más de 90 000 personas murieron en Indonesia como consecuencia del terremoto y posterior tsunami. 41 000 perecieron en Sri Lanka, 10 000 en India, 5 000 en Tailandia, 120 en Somalia, 90 en Myanmar, 66 en Malasia, 46 en las Islas Maldivas, 10 en Tanzania, 2 en Bangladesh, 1 en Seychelles y 1 in Kenya. Estas cifras podrían aumentar a medida que se continúe con los trabajos de rescate y limpieza en la zona.

El tsunami causó daños en Madagascar y Mauritius. Alcanzó costas de Australia y Nueva Zelanda e incluso la costa occidental de Sur América y Norte América (USGS, 2005). El terremoto como tal se reportó con una intensidad de VII (escala de Mercalli Modificada) en Banda Aceh, en Sumatra, Indonesia, a 250 km del epicentro. Un volcán de lodo cerca de Baratang en las Islas Andaman hizo erupción el 28 de diciembre, tal vez como consecuencia de este terremoto, como ocurrió tras las terremotos de Murindó en Colombia del 17 y 18 de octubre de 1992, en el que el volcán de lodo Cacahual, en el Urabá, hizo explosión pocos minutos después de los eventos (Martínez, et.al., 1995).

Además de la población local permanente, algunas de las víctimas eran parte de la importante población flotante conformada por turistas de todas partes del mundo, lo que hace que los efectos lleguen a lugares donde el tsunami no golpeó directamente. Tal es el caso de Suecia que afirma que es el peor desastre de su historia debido a la cantidad de turistas suecos que perdieron la vida en esta catástrofe. En algunas zonas afectadas directamente por el tsunami se reportaron olas de hasta 10 metros, mientras que en otras la altura no fue muy significativa, aunque la fuerza con la que el tsunami inundo la costa fue suficiente para que los daños causados se cataloguen como desastre.

La imagen de la Figura 2 muestra una región al sureste de Sri Lanka, en el pueblo de Kalutara antes del tsunami, durante y después del tsunami. (Las imágenes satelitales fueron tomadas por el satélite Digital Globe Quickbird y están publicadas en la página web de Global Security).

Figura 2. Imágenes de satélite de una región al sureste de Sri Lanka, en el pueblo de Kalutara, antes y después de la llegada del tsunami. a). Imagen de satélite de una región al sureste de Sri Lanka, en el pueblo de Kalutara. La imagen fue tomada antes del tsunami, en enero de 2004. b). Imagen de la misma región tomada 26 de diciembre antes de que el tsunami golpeara. Note el retroceso del océano que es un fenómeno observado en algunos tsunamis antes de que golpeen la costa. c). Imagen de la misma región tomada 26 de diciembre poco tiempo después de que el tsunami llegara.

3. GENERALIDADES DE LOS TSUNAMIS

Los tsunamis son grandes olas generadas por perturbaciones en el fondo oceánico. Estas perturbaciones pueden generarse por eventos sísmicos, deslizamientos en el lecho marino, erupciones volcánicas oceánicas o incluso por caída de meteoritos.

En aguas profundas, las olas de tsunami se propagan con velocidades de hasta 800 kilómetros por hora, y con alturas de pocas decenas de centímetros o menos. Las olas de tsunami se diferencian de las olas oceánicas comunes por la gran extensión entre sus crestas que a menudo es superior a 100 km en el océano profundo, y por el tiempo que transcurre entre dichas crestas, que varía desde 10 minutos hasta una hora. Cuando el tsunami llega a aguas poco profundas en la costa, las olas se frenan y el agua se concentra causando una levantamiento del agua que puede ser de decenas de metros de altura. A veces un tsunami inicialmente provoca un retiro de las aguas costeras, exponiendo el piso oceánico. Se han reportado tsunamis hasta de 30 metros de altura (NOAA, 2002; FEMA, 2004).

En todos los océanos del mundo se pueden generar tsunamis, pero en el Océano Pacífico y en sus mares marginales este fenómeno es más frecuente debido a la mayor ocurrencia de fuertes sismos a lo largo de sus márgenes. No todos los sismos generados en el fondo oceánico generan tsunamis. Para generar un tsunami, el foco del evento debe ser superficial (menor a 70 km), y la falla que lo produce debe desplazar verticalmente el suelo oceánico, sobre una área extensa. La mayoría de tsunamis destructores se generan en zonas de subducción (Sauter, 1989; NOAA, 2002).

Cuando se produce un tsunami, las ondas viajan en todas las direcciones y sus características dependen de la cantidad de movimiento vertical y horizontal del piso oceánico, del área sobre la cual ocurre el sismo, de la eficiencia con la que la energía es transferida desde la corteza terrestre al agua oceánica, la trayectoria de las ondas y finalmente de las características de la costa a la que llega el tsunami (Caicedo et al., 1997(?), NOAA, 202)

4. CONTEXTO TECTÓNICO DE LA ZONA DE GENERACIÓN DEL TSUNAMI DEL 26 DE DICIEMBRE

La región de Indonesia es una de las más activas sísmicamente en el mundo. Indonesia es un arco de isla que de acuerdo con las características de este ambiente tectónico posee una fosa tectónica profunda y una cadena importante de volcanes. En la zona de generación del tsunami, la placa Índica subduce la placa Burma con un movimiento en dirección noreste y a una tasa de 6 cm/año. Este movimiento da como resultado una convergencia oblicua entre las dos placas en la fosa Sunda, la región donde la placa Índica se “dobla” para introducirse al manto (Figura 3). El movimiento oblicuo entre las placas se ajusta por medio de fallas inversas y de rumbo. El sismo del 26 de diciembre se produjo en las fallas inversas. Las localizaciones iniciales de las réplicas importantes muestran que aproximadamente 1 200 km del límite entre placas se desplazaron durante el evento. Como consecuencia del movimiento producido en la falla inversa, el desplazamiento vertical del suelo oceánico debió ser de varios metros (USGS, 2005).

Figura 3. Límites tectónicos en la zona epicentral del terremoto del 26 de diciembre. Las zonas de subducción están representadas en púrpura, las zonas de rift en rojo y las fallas de transformación en verde. Figura tomada de USGS (2005).

Los mecanismos focales obtenidos para este evento por el USGS y la Universidad de Harvard confirman que el movimiento de una falla inversa de bajo ángulo produjo el terremoto que generó el tsunami.

Basado en los sismogramas de banda ancha distribuidos globalmente, Ji (2005) modeló la ruptura para este sismo. De acuerdo con su análisis, Ji determinó que la duración total de la ruptura fue de 200 segundos generando un deslizamiento máximo de 20 m y una propagación de la ruptura por 400 km con una velocidad de 2 km/s.