1: Universidad del Valle, Observatorio Sismolgico del Suroccidente - OSSOCiudad Universitaria Melndez, Torre de Ingeniera, A. Areo 25360,Tel. (92) 339 7222, 330 1661; Fax (92) 331 3418, Cali - ColombiaE-Mail: jhcaiced@osso.univalle.edu.co; hjm@osso.univalle.edu.co

2: Cuerpo Suizo de Socorro, E-Mail: bma@osso.univalle.edu.co

3: IOCARIBE, A. Areo 1108, Cartagena - Colombia

EFECTO DE TSUNAMI DEL MAR CARIBE ENLA COSTA DE COLOMBIA

Jhon Henry Caicedo O. 1, Bruno Martinelli 2, 1,Hansjrgen Meyer 1, Rafael Steer R.3

RESUMEN

Los tsunami - potencialmente desastrosas olas ocenicas causadas por fenmenos geolgicossubmarinos (sismos, erupciones volcnicas, deslizamientos) - se han asociado principalmente conel Ocano Pacfico, donde de hecho ocurren la gran mayora de estos relativamente escasosfenmenos y en donde se han concentrado la mayora de las acciones para su estudio yprevencin. Sin embargo, en el Caribe tambin ocurren tsunami, generados por sus mrgenesssmicamente activas principalmente.

Los catlogos histricos muestran que el fenmeno es comparativamente escaso en lacuenca del Caribe. Adems las costas colombianas estn alejadas de las fuentes msimportantes, en la zona de subduccin de las Antillas Menores. Pero la existencia de la amenazade tsunami en el Caribe, as como la disponibilidad de recursos cientficos y tcnicos para realizarsimulaciones numricas de tsunami con altos niveles de confiabilidad, le dan sentido al propsitode evaluar el nivel de amenaza que este fenmeno puede significar para Colombia. En este trabajo se presentan simulaciones de dos eventos deducidos como las ms probablesfuentes ssmicas de amenaza de tsunami para la costa de Colombia en el Caribe. Los resultadospreliminares muestran que en general los niveles de exposicin son muy bajos.

ABSTRACT

Tsunamis - potentially disastrous oceanic waves caused by submarine geological phenomena(earthquakes, volcanic eruptions, slumps) - have been associated mainly with the Pacific Ocean,where indeed most of these relatively rare phenomena occur and where most of the efforts for theirunderstanding and prevention have been concentrated. However, tsunamis also do occur in theCaribbean, generated mainly at its seismically active margins.

The historical catalogs show that this phenomenon is comparatively rare in the Caribbean.Moreover, the coasts of Colombia are far from the most important sources, in the subduction zoneof the Antilles arc. But the existence of tsunami hazard in the Caribbean, as well as the availabilityof scientific and technical resources for numerical simulation of tsunami with high levels ofconfidence, give sense to the purpose of evaluating the level of hazard which this phenomenoncan have for Colombia.

Herein we present simulations for two events, deduced as the most likely sources of tsunamihazard for the Colombian coast. The preliminary results show that the general level of exposure isvery low.

INTRODUCCIN

Hasta hace muy poco la percepcin y atencin de la amenaza por tsunami se ha concentradoexclusivamente en el Pacfico y, ms recientemente, en aguas europeas y en el Ocano ndico.De hecho, el Pacfico es la regin que concentra la mayor parte de la ocurrencia de tsunamidesastrosos, lo cual est relacionado con los muchos miles de kilmetros de zonas de subduccinactivas que bordean esta cuenca. En el Mar Caribe, no obstante sus evidentes condicionesgeolgicas tsunamignicas y algunos testimonios histricos, hasta hace poco no haba habidomayor preocupacin por el fenmeno, hecho quizs explicable con la comparativamente bajarecurrencia del fenmeno (Grases, 1994a estim la frecuencia media cinco veces menor que en elPacfico) y con que, en cuanto a fenmenos naturales peligrosos, aqu domina la ocurrencia dehuracanes.

Recientemente (IOCARIBE, 1996) se realiz la primera reunin internacional para determinarlas acciones cientficas, tcnicas y preventivas necesarias y factibles a nivel regional para atenderla amenaza por tsunami en el Caribe.

Evaluaciones como la iniciada con este trabajo son necesarias para fundamentar decisionessobre la necesidad de sistemas de alerta de tsunami para la costa caribe de Colombia (realizacin,en caso de fuentes cercanas, o participacin, en caso de fuentes lejanas), y de otras medidas depreparacin de emergencias y reduccin de riesgos.

Este trabajo, que tambin aspira a contribuir al conocimiento del fenmeno tsunami en elCaribe, es un aporte al cumplimiento de los objetivos trazados por el Plan de Desarrollo de lasCiencias y las Tecnologas del Mar en Colombia 1990-2000, que en el Programa de DesastresNaturales (p. 94) prevee para fenmenos como terremotos y tsunami lneas de investigacin enevaluacin y determinacin de niveles de riesgo en funcin de la vulnerabilidad y amenaza,prediccin de ocurrencia de desastres y formulacin de medidas de mitigacin.

El proyecto de simulacin numrica de tsunami que adelanta el OSSO se realiza con apoyodel programa TIME - Tsunami Inundation Modeling Exchange, en cuyo marco se aplica ydesarrolla actualmente en 10 grupos de diversos pases la metodologa de modelamientonumrico de tsunami de la Universidad de Tohoku, Japn (Shuto, 1991; Goto & Ogawa, 1982), encooperacin con la Comisin Oceanogrfica Intergubernamental - COI (UNESCO).

FUENTES Y PROPAGACIN DE TSUNAMI

Una descripcin de los aspectos bsicos de la generacin, propagacin y simulacin detsunami est includa en otro trabajo sobre el proyecto de simulacin numrica, para la costa deColombia en el Pacfico (Caicedo et al., este volumen). Por su relevancia en la regin del Caribe,donde una parte de las potenciales fuentes ssmicas de tsunami son sistemas de falla demovimiento horizontal (el lmite de la placa Caribe entre Hispaniola y Guatemala, Falla del Pilar),mencionamos aqu adicionalmente resultados sobre la eficiencia tsunamignica relativa dediversos tipos de mecanismos de fallamiento. Chubarov & Gusiakov (1985) calcularon que fallasde tipo inverso (como son tpicas en zonas de subduccin) generan amplitudes unas 6 vecesmenores que fallas de rumbo. Okal (1988) analiz la diferencia entre fallas de rumbo y fallasinversas (45), encontrando que la relacin depende de la profundidad focal; para un foco a 10 kmy en la direccin de mxima radiacin una falla de tipo inverso genera amplitudes unas 7 vecesmayores.

TSUNAMI EN EL CARIBE

Fuentes

El regin geogrfica del Mar Caribe demarca a la vez, en su mayor parte, una unidad en elsentido de la tectnica de placas (Novelo-Casanova, 1995); el rea confinada por Suramrica,Centroamrica y el arco de las Antillas Mayores y Menores constituye la Placa del Caribe, a suvez insertada entre placas mayores (Norteamrica, Suramrica). Por definicin, todo el contorno

de esta placa es tectnicamente activo, con sistemas de fallamiento lateral, divergente yconvergente: el arco de las Antillas Menores, desde el norte (Hispaniola) hasta Trinidad en el sur,es una zona de subduccin. Aqu la placa del Atlntico converge hacia y debajo de la placaCaribe. En el segmento norte de este arco (Hispaniola, Puerto Rico) el proceso es doble: al sur deestas islas se halla una zona de subduccin de sentido contrario. Desde el rea de Trinidad hastael NE de Colombia domina el rgimen de desplazamiento lateral (sistemas de falla Pilar, Oca).Desde el NE de Colombia hasta la regin limtrofe de Panam y Costa Rica corre una franja decompresin (Cinturn Deformado del Norte de Panam y el Cinturn Deformado del Sur delCaribe). Desde el sur de Costa Rica (Fan et al., 1993) hasta Guatemala (Falla de Motagua) ellmite entre la placa Caribe y la placa se ubica hacia el lado W del rea continental, con la zona desubduccin de Costa Rica y Nicaragua (Ocano Pacfico). La sismicidad de magnitudes grandes,en cuanto a lmites de la placa en regiones marinas, se concentra (Panagiotopoulos, 1996) en elsegmento del arco antillano que va desde 14N (Aspinall et al., 1994) hasta el lado norte deHispaniola.

Por otro ado, la mayor parte del arco de islas en el Caribe oriental (Antillas Menores) presentavolcanismo activo, desde el Kick em Jenny (al N de Grenada, submarino) hasta el rea de lasislas Montserrat y Guadalupe. La ltima erupcin en esta regin que pudo haber generado untsunami grande ocurri hace ms de 28.000 aos en la isla Dominica (Sigurdsson, 1996). Para elKick em Jenny se realiz un modelo de amenaza para tsunami (Smith & Shepherd, 1993), queposteriormente (Sigurdsson, 1996) fue juzgado como excesivo. Tsunami generados porvolcanismo, mucho menos frecuentes que los de origen ssmico, no son tratados en el marco deeste trabajo.

Figura 1. Mapa de tsunami en el Caribe (Lander & Lockridge, 1989)

Tsunami

El catlogo ssmico del Caribe de Grases (1994b) reporta una significativa cantidad deeventos con testimonios de tsunami:

Cuman (Venezuela) 1530, 1630, 1929N de Panam central 1882Panam occidental 1916Antillas Menores y Cuba 1755 (tsunami del gran terremoto de Lisboa)Jamaica (Port Royal) 1692Hispaniola, costa norte 1842Islas Vrgenes, Puerto Rico,Guadalupe y Grenada 1867Hait 1887Jamaica 1907Puerto Rico 1918Rep. Dominicana (norte),Cuba y Puerto Rico 1946

El catlogo de tsunami del National Geophysical Data Center (Lander & Lockridge, 1989) tieneaun ms eventos y reportes; la mayora y los ms fuertes tsunami se reportan para la parte N delas Antillas Menores y las Antillas Mayores occidentales (Puerto Rico e Hispaniola). Los reportesde la mayora de estos eventos son de regiones relativamente pequeas; para ninguno sepresentan testimonios de impacto a distancias transcaribes. Llama la atencin que varios eventosgrandes en la parte norte del arco antillano (1842, 1867) tuvieron reportes en sitios hasta el sur delarco (Grenada), pero no en las mrgenes sur y occidente del Caribe.

Hasta hoy no hemos encontrado testimonios de impacto de tsunami en costas colombianasdel Caribe. Esta falta de datos puede tener, en principio, las siguientes explicaciones: Ninguno de los tsunami ocurridos en el Caribe en pocas histricas lleg a tener efecto

notable en poblaciones colombianas, bien sea por la ubicacin de la fuente (costado N y E delarco antillano), por las caractersticas de propagacin regional (batimetra, directividad) o porlas condiciones locales (batimetra, forma de costa) de estas poblaciones.

Las pequeas olas de tsunami que hubieren llegado hasta poblaciones costeras colombianasfueron percibidas como una manifestacin ms de un fenmeno mucho ms frecuente en estaregin, el mar de leva (cuyas causas son meteorolgicas e interanuales). A sto se puedesumar que, a diferencia de las costas en el Pacfico, en el Caribe colombiano el fenmenotsunami es prcticamente desconocido.

METODOLOGA

El enfoque metodolgico del proyecto de simulacin numrica de tsunami se ha detallado enun trabajo paralelo (Caicedo et al., este volumen) para el Ocano Pacfico.

Mientras que para la evaluacin de la amenaza por tsunami de fuente lejana en el Pacficodeben tenerse en cuenta un nmero relativamente grande de potenciales fuentes de peligro, en elcaso del Caribe y para la costa de Colombia, un anlisis de las condiciones sismotectnicas limitams las posibilidades. Por otro lado, la dificultad que impone en el Caribe el que los perodos derecurrencia de sismos grandes sean muy largos, y que en consecuencia un anlisis estadstico delos catlogos histricos (teniendo en cuenta que tsunami son un fenmeno an ms escaso)difcilmente llevara a resultados valederos, es compensada por la relativa facilidad para identificarlas probables fuentes y calcular la propagacin de estas olas.

Escenarios de amenaza

Una fuente de tsunami cercana, si sta existe, siempre es ms peligrosa que cualquier fuentelejana, como demuestran las estadsticas histricas (Lander & Lockridge, 1986) para la cuenca delPacfico. Por esto, se analiza aqu la ubicacin y el potencial de la fuente ms cercana posible. Encuanto a amenaza de teletsunami, se han realizado diversos enfoques y mtodos: Evaluacin de las trayectorias con enfoque de energa por refraccin batimtrica, mediante

trazado de rayos (Satake, 1988; Okal, 1988). Evaluacin estadstica/probabilstica de datos (mareogrficos, testimonios histricos) de

alturas de ola terminales (Hatori, 1993). Identificacin de las fuentes ms probables de tsunami grandes, con base en informacin

sismotectnica e histrica, y simulacin de las respectivas propagaciones al rea de inters.Este es el enfoque que se sigue en este proyecto.

Modelo de deformacin de fondo

La condicin inicial para un tsunami de origen ssmico, la deformacin del fondo marino, secalcul con el mtodo de Mansinha & Smylie (1971), especificando el respectivo modelo deruptura ssmica a partir de la informacin sismolgica disponible. Este modelo no tiene en cuentala dinmica de ruptura y por lo tanto no puede reproducir el efecto de directividad dinmica (Okal,1988), uno de los factores de la asimetra azimutal de la altura de olas generadas por un tsunami.

Validacin

Una limitacin de los modelos aqu presentados es la falta de datos - mareogramas otestimonios - para su validacin. No se conocen registros mareogrficos de tsunami en estacionescolombianas. Tampoco se ha encontrado informacin sobre datos mareogrficos para lastrayectorias transcaribes, es decir, desde el Arco Antillano a la regin Costa Rica, Panam,Colombia, Venezuela.

DATOS

Fuentes ssmicas

Para evaluar el potencial de terremotos tsunamignicos en la regin y para la elaboracin delos modelos de deformacin de las fuentes modeladas se tom de informacin de diversasfuentes. Ambos eventos simulados son anteriores (1843, 1882) a la era de registro instrumental,sus parmetros focales por lo tanto inferidos a partir de los efectos observados.

Batimetra

Para los dos modelos de propagacin presentados en este trabajo se utiliz la basebatimtrica digital ETOPO-5 (NOAA, 1988) de 5 x 5, decimada a una resolucin de 10 minutos dearco para la simulacin del tsunami lejano y usando la resolucin original de 5 minutos para elcaso del tsunami cercano. An no se han calculado propagaciones terminales para ningn sitio dela costa colombiana, por no tener disponible la batimetra de alta resolucin necesaria.

PROPAGACIN DE TSUNAMI DE FUENTE CERCANA

Fuente

Las fuentes ssmicas en reas marinas ms cercanas a la costa de Colombia y generadorasde rupturas de tipo inverso son: el Cinturn Deformado del Caribe Sur (CDCS), cuya traza (Falla Marginal de Caribe Sur) corre

paralela a la costa de Colombia . el Cinturn Deformado del Norte de Panam (CDNP), desde el rea del Golfo de Urab hasta

el lmite con Costa Rica.

Ambas convergen en la unin triple entre las placas Suramrica, Caribe y Nazca, en laregin del Golfo de Urab. La placa Caribe converge con la de Suramrica a una velocidad de 1.7cm/ao (Toto & Kellogg, 1992).

La parte colombiana de este cinturn de compresin (CDCS), a pesar de presentar diversasevidencias de subduccin actual (Toto & Kellogg, 1992), no manifiesta niveles significativos desismicidad. Toto & Kellogg atribuyen esto a la ingestin de grandes cantidades de sedimentos muyporosos y saturados de agua, adems de la baja velocidad de convergencia; se trata de una zonade subduccin naciente, con una zona sismognica que an no ha desarrollado suficiente ancho yprofundidad, por tanto de muy baja sismicidad. Con esto concuerda que la sismicidad histrica dela regin (Ramrez, 1974) no incluye eventos atribubles a esta estructura. Todo el conocimientosobre este sistema indica que es muy poco probable que pueda ser fuente de un sismotsunamignico. Valga anotar que en zonas de subduccin bien desarrolladas la ingestin desedimentos desde la fosa es un factor que aumenta su potencial de grandes magnitudes (Ruff,1989) y de generacin de terremotos de tsunami (Kanamori, 1972).

La parte panamea del cinturn de compresin en cambio muestra un comportamientodiferente. Esta estructura s presenta actividad ssmica importante (Adamek et al., 1988), hastauna profundidad de unos 70 km. El sismo grande ms reciente fue el terremoto del Valle de laEstrella, de magnitud Ms = 7.6 (Fan et al., 1993), en la terminacin norte del cinturn (lmitesPanam - Costa Rica). Este sismo, cuya ruptura en su mayor parte fue continental, gener untsunami local, con olas de varias decenas de centmetros (Lander & Lockridge, 1989). En la partecentral de este cinturn ocurri un sismo en 1882, cuya magnitud se estim entre Ms = 7.9(Camacho & Viquez, 1992) y 8.3. Este evento gener un tsunami significativo, con alturas de olaposiblemente superiores a 6 m en las islas San Blas, estragos en stas y en la costa adyacente,as como un registro de 0.62 m en el maregrafo de Coln (Mendoza & Nishenko, 1989). Esteevento, que probablemente fue antecedido por uno similar en poca histrica (1621), no apareceen el catlogo de tsunami de NOAA/NGDC (Fig 1) ni en el estudio del potencial ssmico regionalde Panagiotopoulos (1996). El perodo de recurrencia de un evento como el de 1882 posiblementees del orden de varios a muchos siglos.

El sismo de 1882:09:07 en Panam ocurri a las 3:18 de la maana. Con un tiempo depropagacin de menos de una hora (Fig. 4.) a poblaciones de la costa colombiana, las olas deltsunami - de pocos centmetros de altura - tuvieron que llegar a una hora en la que era muy pocoprobable que fueran percibidas.

Este evento se seleccion como escenario de amenaza de fuente cercana. Queda como dudael potencial de un evento de magnitud mayor en el mismo sitio, o con zona de ruptura ms haciael extremo oriental del cinturn, en cual caso la orientacin de la fuente y el efecto de directividadprobablemente causaran alturas de ola mayores en costas colombianas.

Para la simulacin se escogi un valor intermedio - 8.0 - de las diversas magnitudesasignadas.

Modelo de generacin

Para calcular el momento ssmico equivalente a la magnitud de onda superficial se utiliz lafrmula de Purcaru & Berckhemer (1978), aplicable a sismos muy grandes:

logM0 = 1.5Ms + 16.1

Para una magnitud Ms = 8.0 el momento equivalente es entonces:

M0 = 12.6 x 1027 din-cm

Como epicentro se tom el determinado por Mendoza & Nishenko (1989):

LAT: 10N LON: 78W

Conforme con la relacin que asocia el momento ssmico con la rigidez, el rea de ruptura y ladislocacin:

M0 = LWd

y teniendo en cuenta la forma de las isosistas (Mendoza & Nishenko, 1989), se asignaron al planode ruptura las dimensiones

L = 140 km W = 50 km

con rumbo N110E y buzamiento de 10 hacia el SSW. Con la relacin emprica de Ohnaka (1978)se calcul la dislocacin, a partir de la magnitud del evento:

d = 4.5 m

A la rigidez se le asign un valor intermedio, 4 x 1011 din/cm2.

Modelo de propagacin

La simulacin se realiz, en esta primera etapa, para una malla con resolucin de 5 minutosde arco, buscando un balance entre resolucin y tiempo de clculo.

Por la orientacin de la fuente (Fig. 2), las alturas de ola mximas no estn dirigidas hacia lacosta de Colombia. La primera ola llega al rea de Cartagena 40 minutos despus del sismocausante (Fig. 3), primero como una depresin del nivel del mar y luego en un tiempo deaproximadamente 60 minutos con una altura de 20 cm. Esta altura puede aumentar localmente, sise incluye en la simulacin una batimetra de mayor resolucin para la trayectoria terminal.

Figura 2. Campo de olas calculado para el tsunami de fuente cercana (Panam, 1882), para T = 18 minutos

Figura 3. Campo de olas calculado para el tsunami de fuente cercana (Panam, 1882), para T = 34 minutos

Figura 4. Mareograma sinttico para Cartagena (simulacin del tsunami de 1882 en Panam).

PROPAGACIN DE TSUNAMI DE FUENTE LEJANA

Seleccin de fuente

Gran parte de las mrgenes tectnicamente activas del Caribe quedan descartados comoescenarios probables para Colombia porque son fallas de tipo transcurrente (rumbo). Los sismosms grandes del Circun-Caribe (Panagiotopoulos, 1996) se localizan en el segmento comprendidoentre Santa Luca (14N) e Hispaniola. El sismo ms grande con magnitud instrumental en estaregin, Ms = 8.1, ocurri al NE de la Repblica Dominicana (1946:08:04). Con base en su modelopredictivo para sismos en zonas de subduccin, cuyos parmetros son la edad de la placasubducida y la velocidad de convergencia, Kanamori (1986) calcula para el Arco Antillano unamagnitud mxima de Mw = 7.5, mientras que Aspinall et al. (1994) infieren como magnitud mximapara el segmento norte de las Antillas Menores Ms = 8.5, a partir de una revaluacin histrica delsismo de 1843:02:08, ubicado en cercanas de la isla Antigua (17N). La ausencia de testimoniosde tsunami para este sismo permite deducir que fue relativamente profundo, ms an, Aspinall etal. (1994) estiman que pudo haber sido un evento de tipo normal (tensional) en la zona de Wadati-Benioff. En esta regin tambin estn localizadas las fuentes de aquellos tsunami histricos quehan generado alturas de ola significativas a distancias mayores (Lander & Lockridge, 1989). Sinembargo, aquellos tsunami generados en la zona de subduccin al N de las Antillas Mayores(Puerto Rico - Hispaniola) muy probablemente no causan alturas de ola peligrosas a travs delCaribe; su energa es radiada y reflejada principalmente hacia el Atlntico.

Todo esto nos permite asumir un sismo superficial de M = 8.5 en la zona de subduccin delsegmento N del arco de las Antillas Menores (Santa Luca - Islas Vrgenes) como escenariomximo para el caso de amenaza de fuente lejana para costas colombianas.

Modelo de generacin

El modelo de ruptura ssmica para el clculo de la condicin inicial del tsunami (deformacindel fondo) se determin para Ms = 8.5, en las coordenadas epicentrales inferidas por Feuillard (enGrases, 1994b):

LAT: 16.7N LON: 61.1W

con profundidad focal normal (33 km). El epicentro se asign al centro del borde superior del planode ruptura. El momento ssmico se calcul a partir de Ms con la relacin de Purcaru & Berckhemer(1978):

M0 = 7.1 x 1028 din-cm

Para el plano de ruptura se calcul un rea de 250 x 85 km, con rumbo N150E y buzamientode 45 hacia el WSW. La dislocacin se estim en 8.6 m, con base en la relacin de Ohnaka(1978).

Modelo de propagacin

La simulacin de este evento se realiz con una batimetra de resolucin de 10 minutos dearco, a partir de la base digital ETOPO-5 (NOAA, 1988).

La complejidad del campo de olas hacia el W (Fig. 5) se debe a la interferencia con el arco deislas. Es evidente que, por el obstculo batimtrico que este arco constituye, la mayor parte de laenerga es emitida hacia el Atlntico. La Dorsal de Aves, que se extiende desde la regin de lasIslas Vrgenes hasta Isla Margarita (Venezuela), tambin contribuye a reflejar una parte de laenerga de oleaje radiada hacia el W.

Son notables las alturas de ola generadas en las costas atlnticas de Venezuela y Brasil y enel lado exterior del arco de las Antillas Menores. En relacin con esto es interesante que varios delos mayores tsunami reportados del segmento N del Arco Antillano tuvieron olas de altura notoria alo largo del arco de islas, hasta Grenada (Grases, 1994b; Lander & Lockridge, 1989), pero no enlas costas de Venezuela o Colombia.

La primera ola desde esta fuente lejana llega a Cartagena aproximadamente a las 2 horas 30minutos despus del sismo causante, con una altura mxima de 40 cm (Fig 6).

Figura 5. Campo de olas calculado para el tsunami de fuente lejana (N de Antillas Menores), para T = 45 minutos.

Figura 6. Campo de olas calculado para el tsunami de fuente lejana (N de Antillas Menores), para T = 2 horas 30 minutos.

CONCLUSIONES

La primera aproximacin al problema, presentada en este trabajo, permite hacer lassiguientes conclusiones principales.

Para la costa de Colombia en el Caribe, la fuente de tsunami cercana ms probable es elCinturn Deformado del Norte de Panam, mientras que las fuentes ms importantes para tsunamicon potencial trans-Caribe se localizan en la parte norte del arco de las Antillas Menores (SantaLuca hasta Hispaniola).

Las alturas de ola probables para la costa de Colombia por causa de tsunami en el Caribe noson significativamente superiores a aquellas que recurrentemente se presentan por interaccinAtmsfera-Ocano (mar de leva). La primera aproximacin al problema presentada aqu nocondujo a evidencias de amenaza de tsunami significativa para la costa de Colombia. Para aumentar la resolucin y precisin de los resultados, en siguientes etapas se har lasimulacin de trayectorias terminales a las reas ms crticas de la Costa y para aquellastrayectorias para las cuales hay datos mareogrficos; ambos casos tienen que ser modelados concartografa batimtrica de alta resolucin (cartas de navegacin).

AGRADECIMIENTOS

Para la realizacin de este proyecto el OSSO ha contado con el apoyo del Cuerpo Suizo deSocorro y del proyecto TIME - Tsunami Inundation Modeling Exchange (Univ. de Tohoku, Japn yComisin Oceanogrfica Intergubernamental - COI/UNESCO).

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