45°N 124°W / 45°N 124°W / 45; -124La zona de subducción de Cascadia es una falla de 960 km (600 millas) en el límite de una placa convergente , a unos 110-160 km (70-100 millas) de la costa del Pacífico, que se extiende desde el norte de la isla de Vancouver en Canadá hasta el norte de California en los Estados Unidos. . Es capaz de producir terremotos y tsunamis de magnitud 9,0+ que podrían alcanzar los 30 m (98 pies). El Departamento de Manejo de Emergencias de Oregón estima que los temblores durarían entre 5 y 7 minutos a lo largo de la costa, y que la fuerza y la intensidad disminuirían a medida que se alejaran del epicentro. [1] Es una zona de subducción muy larga e inclinada donde las placas Explorer , Juan de Fuca y Gorda se mueven hacia el este y se deslizan debajo de la placa norteamericana, mucho más grande, mayoritariamente continental . La zona varía en ancho y se encuentra mar adentro, comenzando cerca de Cabo Mendocino , en el norte de California, pasando por Oregón y Washington , y terminando aproximadamente en la isla de Vancouver en Columbia Británica . [2]
Las placas Explorer, Juan de Fuca y Gorda son algunos de los restos de la vasta y antigua Placa Farallón que ahora está en su mayor parte subducida bajo la Placa de América del Norte. La propia Placa de América del Norte se mueve lentamente en una dirección generalmente suroeste, deslizándose sobre las placas más pequeñas, así como sobre la enorme Placa oceánica del Pacífico (que se mueve en dirección noroeste) en otros lugares como la Falla de San Andrés en el centro y sur de California. .
Los procesos tectónicos activos en la región de la zona de subducción de Cascadia incluyen acreción , subducción , terremotos profundos y vulcanismo activo de las Cascadas . Este vulcanismo ha incluido erupciones tan notables como la del Monte Mazama ( Lago del Cráter ) hace unos 7.500 años, el macizo del Monte Meager ( Bridge River Vent ) hace unos 2.350 años, y el Monte Santa Helena en 1980. [3] Principales ciudades afectadas por una perturbación en esta zona de subducción se incluyen Vancouver y Victoria , Columbia Británica; Seattle , Washington; y Portland , Oregón.
No existen registros escritos contemporáneos del terremoto de Cascadia de 1700 . Las leyendas transmitidas oralmente desde el área de la Península Olímpica hablan de una batalla épica entre un pájaro del trueno y una ballena . En 2005, la sismóloga Ruth Ludwin se propuso recopilar y analizar anécdotas de varios grupos de las Primeras Naciones . Los informes de los pueblos Huu-ay-aht , [4] Makah , [4] Hoh , [5] Quileute , [6] [5] Yurok , [6] y Duwamish [6] se referían a terremotos e inundaciones de agua salada. Esta recopilación de datos permitió a los investigadores llegar a un rango de fechas estimado para el evento; el punto medio fue en el año 1701. [4]
Un día de marzo de 1986, durante la marea baja, el paleogeólogo Brian Atwater cavó a lo largo de la bahía de Neah con una nejiri gama , una pequeña azada de mano. Debajo de una capa superior de arena, descubrió una planta distinta, el pasto flecha , que había crecido en una capa de suelo pantanoso. Este hallazgo fue evidencia de que el suelo se había hundido repentinamente bajo el nivel del mar, provocando que el agua salada matara la vegetación. El evento ocurrió tan rápido que la capa superior de arena selló el aire, preservando así plantas centenarias. [7]
En 1987, Atwater montó otra expedición remando río arriba por el río Copalis con el Dr. David Yamaguchi, que entonces estaba estudiando las erupciones del Monte Santa Helena . [7] La pareja se topó con una sección del " bosque fantasma ", llamado así debido a los tocones grises y muertos que quedaron en pie después de que una repentina inundación de agua salada los mató hace cientos de años. [5] Originalmente se pensaba que había muerto lentamente debido a un aumento gradual en el nivel del mar, [2] una inspección más cercana arrojó una historia diferente: la tierra se desplomó hasta dos metros durante un terremoto. [5] Habiendo probado inicialmente el abeto usando la datación de los anillos de los árboles , descubrieron que los tocones estaban demasiado podridos para contar todos los anillos exteriores. Sin embargo, al examinar los del cedro rojo occidental y compararlos con los ejemplares vivos a metros de las orillas, pudieron aproximar su año de muerte. Hubo anillos hasta el año 1699, lo que indica que el incidente había ocurrido poco después. Las muestras de raíces confirmaron su conclusión, reduciendo el período de tiempo al invierno de 1699 a 1700. [4] [7]
Al igual que en el sitio de pasto flecha, las orillas del río Copalis están revestidas por una capa de pantano seguida de una capa de arena. Jody Bourgeois y su equipo demostraron que la capa de arena se había originado por una marejada de tsunami y no por una marejada ciclónica. [5]
En 1995, un equipo internacional dirigido por Alan Nelson del USGS corroboró aún más estos hallazgos con 85 nuevas muestras del resto del noroeste del Pacífico . A lo largo de Columbia Británica, el estado de Washington y Oregón, la costa se hundió debido a un violento terremoto y quedó cubierta por la arena del posterior tsunami. [7]
Gordon Jacoby, un dendrocronólogo de la Universidad de Columbia, identificó otro bosque fantasma , a 18 m (60 pies) bajo el agua en el lago Washington . A diferencia de los otros árboles, estos sufrieron un deslizamiento de tierra en lugar de un hundimiento en la falla durante un evento separado alrededor del año 900 EC. [6]
En la década de 1960, las compañías petroleras descubrieron fracturas subterráneas en Puget Sound . Se creía que estos estuvieron inactivos durante la década de 1990. [6]
En la década de 1980, los geofísicos Tom Heaton y Hiroo Kanamori de Caltech compararon la generalmente tranquila Cascadia con zonas de subducción más activas en otras partes del Anillo de Fuego . Encontraron similitudes con fallas en Chile, Alaska y la depresión de Nankai en Japón , lugares conocidos por megaterremotos , una conclusión que fue recibida con escepticismo por parte de otros geofísicos de la época. [7]
Un estudio de 1996 publicado por el sismólogo Kenji Satake complementó la investigación de Atwater et al. con evidencia de tsunami en todo el Pacífico. [4] Los anales japoneses, que han registrado desastres naturales desde aproximadamente el año 600 EC, [2] tenían informes de un tsunami de seis pies que azotó la costa de la isla Honshu durante el Genroku . [7] [4] Dado que no se había observado ningún terremoto que lo produjera, los estudiosos lo denominaron "tsunami huérfano". [2] Al traducir el calendario japonés , Satake descubrió que el incidente había tenido lugar alrededor de la medianoche del 27 al 28 de enero de 1700, diez horas después de que ocurriera el terremoto. El terremoto original de magnitud 9,0 en el noroeste del Pacífico se produjo alrededor de las 9 pm, hora estándar del Pacífico, el 26 de enero de 1700. [2]
La zona de subducción de Cascadia (CSZ) es una falla de inmersión de 1.000 km (620 millas) de largo que se extiende desde el norte de la isla de Vancouver hasta el cabo Mendocino en el norte de California. Separa las placas de Juan de Fuca y América del Norte. Se crea una nueva placa Juan de Fuca costa afuera a lo largo de la Cordillera Juan de Fuca . [8] [9]
La placa de Juan de Fuca se mueve hacia el continente (placa norteamericana) y finalmente es empujada hacia debajo. La zona separa la Placa Juan de Fuca , la Placa Explorer , la Placa Gorda y la Placa Norteamericana . Aquí, la corteza oceánica del Océano Pacífico se ha estado hundiendo bajo el continente durante unos 200 millones de años, y actualmente lo hace a un ritmo de aproximadamente 40 mm/ año . [8] [9]
A profundidades inferiores a 30 km (19 millas) aproximadamente, la zona de Cascadia está bloqueada por la fricción mientras la tensión se acumula lentamente a medida que actúan las fuerzas de subducción, hasta que se excede la fuerza de fricción de la falla y las rocas se deslizan unas sobre otras a lo largo de la falla en un megaterremoto . Por debajo de 30 km (19 millas), la interfaz de la placa presenta temblores y deslizamientos episódicos .
El ancho de la zona de subducción de Cascadia varía a lo largo de su longitud, dependiendo del ángulo de la placa oceánica subducida, que se calienta a medida que se empuja hacia las profundidades del continente. A medida que el borde de la placa se hunde y se calienta y se funde más, la roca en subducción eventualmente pierde la capacidad de almacenar tensión mecánica; pueden producirse terremotos . En el diagrama de Hyndman y Wang (no mostrado, haga clic en el enlace de referencia a continuación), la zona "bloqueada" está almacenando energía para un terremoto, y la zona de "transición", aunque algo plástica, probablemente podría romperse. [10]
La zona de subducción de Cascadia se extiende desde uniones triples en sus extremos norte y sur. Al norte, justo debajo de Haida Gwaii , cruza la falla Queen Charlotte y Explorer Ridge . Al sur, justo al lado del cabo Mendocino en California, cruza la falla de San Andrés y la zona de fractura de Mendocino en el triple cruce de Mendocino .
Las zonas de subducción experimentan varios tipos de terremotos (o sismicidad); incluyendo terremotos lentos , terremotos de megaempuje , terremotos entre placas y terremotos intraplacas . A diferencia de otras zonas de subducción en la Tierra, Cascadia actualmente experimenta bajos niveles de sismicidad y no ha generado un megaterremoto desde el 26 de enero de 1700. A pesar de los bajos niveles de sismicidad en comparación con otras zonas de subducción, Cascadia alberga varios tipos de terremotos que son registrados por sísmica y Instrumentos geodésicos , como sismómetros y receptores GNSS .
El temblor, un tipo de deslizamiento lento de la falla , ocurre a lo largo de casi toda la longitud de Cascadia [11] a intervalos regulares de 13 a 16 meses. [12] El temblor ocurre más profundamente en la interfaz de subducción que el área bloqueada donde ocurren los megaterremotos. La profundidad del temblor a lo largo de la interfaz de subducción en Cascadia varía de 28 km a 45 km, [13] y el movimiento es tan lento que ni las personas ni los animales lo sienten en la superficie, pero se puede medir geodésicamente . La mayor densidad de actividad temblorosa en Cascadia se produce desde el norte de Washington hasta el sur de la isla de Vancouver y en el norte de California. [13] El temblor en Cascadia es monitoreado por el sistema semiautomático de detección de temblores de la Red Sísmica del Noroeste del Pacífico . [13]
La mayoría de los terremotos entre placas , o terremotos que ocurren cerca de los límites de las placas tectónicas, cerca de la zona de subducción de Cascadia, ocurren en el antearco de la Placa Norteamericana predominante en Washington, al oeste del Arco Volcánico de Cascade y al este de donde ocurre el temblor. [13] Estos terremotos a veces se denominan terremotos de corteza y son capaces de causar daños importantes debido a sus profundidades relativamente poco profundas. Un dañino terremoto entre placas de magnitud 7 ocurrió en la falla de Seattle alrededor del año 900-930 EC [14] que generó 3 metros de elevación y un tsunami de 4 a 5 metros. [15] Un número sustancial de terremotos entre placas de antearco también ocurren en el norte de California. [13] En Oregón se produce mucha menos sismicidad entre placas en comparación con Washington y el norte de California, aunque Oregón alberga más actividad volcánica que sus estados vecinos. [dieciséis]
Los terremotos intralab, frecuentemente asociados con tensiones dentro de la placa en subducción en márgenes convergentes , ocurren con mayor frecuencia en el norte de Cascadia a lo largo de la costa oeste de la isla de Vancouver y en Puget Sound, y en el sur de Cascadia dentro de la placa Gorda en subducción , cerca de la triple unión de Mendocino frente a la costa de California del norte. El terremoto de Olimpia de 1949 fue un dañino terremoto intralosa de magnitud 6,7 que ocurrió a 52 km de profundidad y causó 8 muertes. Otro terremoto notable dentro de la losa en la región de Puget Sound fue el terremoto de Nisqually de magnitud 6,8 en 2001 . Los terremotos dentro de la losa en Cascadia ocurren en áreas donde la placa en subducción tiene una alta curvatura . [13] Gran parte de la sismicidad que se produce frente a la costa del norte de California se debe a la deformación intraplaca dentro de la Placa Gorda . De manera similar a la distribución de los terremotos entre placas en Cascadia, los terremotos dentro de losa son poco frecuentes en Oregón, siendo su terremoto más fuerte desde que se convirtió en estado el terremoto de Scotts Mills de magnitud 5,6 de 1993 , un terremoto de deslizamiento oblicuo . [13] [17]
Los megaterremotos son los terremotos más poderosos que se conocen y pueden exceder la magnitud 9,0, lo que libera 1.000 veces más energía que la magnitud 7,0 y 1 millón de veces más energía que uno de magnitud 5,0. [18] [19] [20] Ocurren cuando se ha acumulado suficiente energía (estrés) en la zona "bloqueada" de la falla para causar una ruptura. La magnitud de un megaterremoto es proporcional a la longitud de la ruptura a lo largo de la falla. La zona de subducción de Cascadia, que forma el límite entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte, es una falla inclinada muy larga que se extiende desde el centro de la isla de Vancouver hasta el norte de California. [18]
Debido a la gran longitud de la falla, la zona de subducción de Cascadia es capaz de producir terremotos muy grandes si se produce una ruptura en toda su longitud. Los estudios térmicos y de deformación indican que la región de 60 kilómetros (aproximadamente 40 millas) hacia abajo (al este) del frente de deformación (donde comienza la deformación de las placas) está completamente bloqueada (las placas no se mueven unas sobre otras). Más abajo, hay una transición de un deslizamiento completamente bloqueado a un deslizamiento asísmico . [18]
En 1999, un grupo de sitios del Sistema de Posicionamiento Global Continuo registraron una breve inversión de movimiento de aproximadamente 2 centímetros (0,8 pulgadas) en un área de 50 kilómetros por 300 kilómetros (aproximadamente 30 millas por 200 millas). El movimiento fue el equivalente a un terremoto de magnitud 6,7. [21] El movimiento no desencadenó un terremoto y solo fue detectable como firmas sísmicas silenciosas y no sísmicas. [22]
En 2004, un estudio realizado por la Sociedad Geológica de América analizó el potencial de hundimiento del terreno a lo largo de la zona de subducción de Cascadia. Postuló que varios pueblos y ciudades en la costa oeste de la isla de Vancouver, como Tofino y Ucluelet , corren el riesgo de sufrir un hundimiento repentino de 1 a 2 m iniciado por un terremoto. [23]
Los estudios de las huellas de terremotos pasados tanto en el norte de la falla de San Andrés como en la zona de subducción de Cascadia en el sur indican una correlación en el tiempo que puede ser evidencia de que los terremotos en la zona de subducción de Cascadia pueden haber desencadenado la mayoría de los terremotos más importantes en el norte de San Andrés durante al menos los últimos 3.000 años aproximadamente. La evidencia también muestra la dirección de la ruptura de norte a sur en cada uno de estos eventos correlacionados en el tiempo. Sin embargo, el terremoto de San Francisco de 1906 parece haber sido una excepción importante a esta correlación, ya que no fue precedido por un gran terremoto de Cascadia. [24]
El último gran terremoto conocido en el noroeste fue el terremoto de Cascadia de 1700 , hace 324 años. La evidencia geológica indica que grandes terremotos (>magnitud 8,0) pueden haber ocurrido esporádicamente al menos siete veces en los últimos 3.500 años, lo que sugiere un tiempo de retorno de unos 500 años. [7] [4] [5] La evidencia del fondo marino indica que ha habido cuarenta y un terremotos en la zona de subducción de Cascadia en los últimos 10.000 años, lo que sugiere un intervalo promedio general de recurrencia de terremotos de sólo 243 años. [2] De estos 41, diecinueve han producido una "rotura de margen total", en la que se abre toda la falla. [7] En comparación, zonas de subducción similares en el mundo suelen tener este tipo de terremotos cada 100 a 200 años; el intervalo más largo aquí puede indicar una acumulación de tensión inusualmente grande y un posterior deslizamiento sísmico inusualmente grande. [27]
También hay evidencia de que cada terremoto acompaña a tsunamis . Una fuerte línea de evidencia de estos terremotos son los tiempos convergentes de los daños fósiles de los tsunamis en el noroeste del Pacífico y los registros históricos japoneses de tsunamis. [28]
Se prevé que la próxima ruptura de la zona de subducción de Cascadia podrá causar una destrucción generalizada en todo el noroeste del Pacífico . [29]
Antes de la década de 1980, los científicos pensaban que la zona de subducción no generaba terremotos como otras zonas de subducción en todo el mundo, pero la investigación de Brian Atwater y Kenji Satake vinculó la evidencia de un gran tsunami en la costa de Washington con la documentación de un tsunami huérfano en Japón. (un tsunami sin terremoto asociado). Las dos piezas del rompecabezas se unieron y luego se dieron cuenta de que la zona de subducción era más peligrosa de lo que se había sugerido anteriormente.
En 2009, algunos geólogos predijeron una probabilidad del 10% al 14% de que la zona de subducción de Cascadia produzca un evento de magnitud 9,0 o superior en los próximos 50 años. [30] En 2010, los estudios sugirieron que el riesgo podría llegar al 37% para terremotos de magnitud 8,0 o superior. [31] [32]
Los geólogos e ingenieros civiles han determinado en términos generales que la región del noroeste del Pacífico no está bien preparada para un terremoto tan colosal. Se espera que el terremoto sea similar al terremoto y tsunami de Tōhoku de 2011 , porque se espera que la ruptura sea tan larga como la del terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 . El tsunami resultante podría alcanzar alturas de aproximadamente 30 metros (100 pies). [30] FEMA estima unas 13.000 muertes en un evento de este tipo, con otros 27.000 heridos, lo que lo convertiría en el desastre natural más mortífero en la historia de Estados Unidos y América del Norte. [2] [33] [34] FEMA predice además que un millón de personas serán desplazadas y que otros 2,5 millones necesitarán alimentos y agua. Se estima que 1/3 de los trabajadores de seguridad pública no responderán al desastre debido al colapso de la infraestructura y al deseo de garantizar la seguridad de ellos mismos y de sus seres queridos. [2] Otros análisis predicen que incluso un terremoto de magnitud 6,7 en Seattle provocaría 7.700 muertos y heridos, 33.000 millones de dólares en daños, 39.000 edificios gravemente dañados o destruidos y 130 incendios simultáneos. [6]
El Arco Volcánico Cascade es un arco volcánico continental que se extiende desde el norte de California hasta la península costera de Alaska . [35] El arco consta de una serie de estratovolcanes de la edad Cuaternaria que crecieron sobre materiales geológicos preexistentes que iban desde volcánicos del Mioceno hasta hielo glacial . [3] El arco volcánico Cascade se encuentra aproximadamente a 100 km tierra adentro desde la costa y forma una cadena de picos de norte a sur con una elevación promedio de más de 3000 m (10 000 pies). [3] Los principales picos de sur a norte incluyen:
Los volcanes más activos de la cadena incluyen el Monte St. Helens, el Monte Baker, el Pico Lassen, el Monte Shasta y el Monte Hood. El Monte Santa Helena captó la atención mundial cuando entró en erupción catastrófica en 1980 . [3] St. Helens continúa retumbando, aunque más silenciosamente, emitiendo columnas de vapor ocasionales y experimentando pequeños terremotos, ambos signos de actividad magmática continua. [3]
La mayoría de los volcanes tienen un respiradero central principal desde el cual se han producido las erupciones más recientes. Los picos están compuestos por capas de magma andesítico a dacítico solidificado y riolita , más silícea (y explosiva) .
Los volcanes sobre la zona de subducción incluyen:
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