45°N 124°O / 45°N 124°O / 45; -124La zona de subducción de Cascadia es una falla de 960 km (600 mi) en un límite de placa convergente , a unos 100-200 km (70-100 mi) 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 de magnitud 9.0+ y tsunamis que podrían alcanzar los 30 m (98 pies). El Departamento de Gestión de Emergencias de Oregón estima que el temblor duraría 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 por debajo de la placa de América del Norte, mucho más grande y mayoritariamente continental . La zona varía en ancho y se encuentra en alta mar comenzando cerca del cabo Mendocino , en el norte de California, pasando por Oregón y Washington , y terminando cerca de la isla de Vancouver en Columbia Británica . [2]
Las placas Explorer, Juan de Fuca y Gorda son algunos de los restos de la antigua y enorme placa Farallón , que ahora se encuentra en su mayor parte subducida bajo la placa norteamericana. La propia placa norteamericana se mueve lentamente en dirección sudoeste, 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 7500 años, el macizo del Monte Meager ( ventilador del río Bridge ) hace unos 2350 años y el Monte St. Helens en 1980. [3] Las principales ciudades afectadas por una perturbación en esta zona de subducción 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 del área de la península Olímpica cuentan 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 refirieron 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 manual. Bajo una capa superior de arena, descubrió una planta distinta, la hierba flecha , que había crecido en una capa de tierra pantanosa. Este hallazgo era evidencia de que el suelo se había hundido repentinamente bajo el nivel del mar, lo que provocó que el agua salada matara la vegetación. El evento había sucedido tan rápidamente 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 Copalis con el Dr. David Yamaguchi, que entonces estudiaba las erupciones del Monte St. Helens . [7] La pareja se topó con una sección de " bosque fantasma ", llamado así debido a los tocones grises y muertos que quedaron en pie después de que una inundación repentina de agua salada los matara hace cientos de años. [5] Originalmente se pensó que habían muerto lentamente debido a un aumento gradual del 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 anillos de los árboles , descubrieron que los tocones estaban demasiado podridos para contar todos los anillos exteriores. Sin embargo, al haber examinado los del cedro rojo occidental y compararlos con los especímenes vivos a metros de las orillas, pudieron aproximarse a su año de muerte. Había anillos hasta el año 1699, lo que indica que el incidente había ocurrido poco después. Las muestras de raíces confirmaron su conclusión, reduciendo el marco temporal al invierno de 1699 a 1700. [4] [7]
Al igual que en el caso del 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 con una marejada de tsunami y no de tormenta. [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 la Columbia Británica, el estado de Washington y Oregón, la costa se había hundido debido a un violento terremoto y había quedado cubierta por la arena del posterior tsunami. [7]
Gordon Jacoby, dendrocronólogo de la Universidad de Columbia, identificó otro bosque fantasma a 18 metros bajo el agua en el lago Washington . A diferencia de los otros árboles, estos sufrieron un deslizamiento de tierra en lugar de una inclinación de la falla durante un evento separado alrededor del año 900 d. C. [6]
En la década de 1960, las compañías petroleras descubrieron fracturas subterráneas en Puget Sound . Se creía que estaban inactivas hasta 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 Cinturón de Fuego . Encontraron similitudes con fallas en Chile, Alaska y la fosa de Nankai en Japón , lugares conocidos por megaterremotos , una conclusión que fue recibida con escepticismo por otros geofísicos en ese momento. [7]
Un estudio de 1996 publicado por el sismólogo Kenji Satake complementó la investigación de Atwater et al. con evidencia de tsunamis en todo el Pacífico. [4] Los anales japoneses, que han registrado desastres naturales desde aproximadamente el año 600 d. C., [2] tenían informes de un tsunami de cinco metros que golpeó la costa de la isla de Honshu durante el Genroku . [7] [4] Dado que no se había observado ningún terremoto que lo produjera, los académicos lo denominaron un "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 había ocurrido alrededor de las 9 p. m., hora estándar del Pacífico, el 26 de enero de 1700. [2]
La zona de subducción de Cascadia (CSZ) es una falla inclinada de 1000 km (620 mi) de longitud 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 Norteamérica. La nueva placa de Juan de Fuca se crea en alta mar a lo largo de la dorsal de Juan de Fuca . [8] [9]
La placa de Juan de Fuca se desplaza hacia el continente (placa norteamericana) y, finalmente, se ve empujada hacia abajo. La zona separa la placa de Juan de Fuca , la placa Explorer , la placa Gorda y la placa norteamericana . Aquí, la corteza oceánica del océano Pacífico se ha estado hundiendo debajo del 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 mi) aproximadamente, la zona de Cascadia está bloqueada por la fricción mientras que la tensión se acumula lentamente a medida que actúan las fuerzas de subducción, hasta que se excede la resistencia 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 los 30 km (19 mi), la interfaz de las placas exhibe temblores y deslizamientos episódicos .
La anchura 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 la empuja más profundamente bajo el continente. A medida que el borde de la placa se hunde y se vuelve más caliente y más fundido, la roca en subducción finalmente pierde la capacidad de almacenar tensión mecánica; pueden producirse terremotos . En el diagrama de Hyndman y Wang (no se muestra, 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 , intersecta la falla Queen Charlotte y la cordillera Explorer . Al sur, justo al lado del cabo Mendocino en California, intersecta la falla de San Andrés y la zona de fractura de Mendocino en la unión triple de Mendocino .
Las zonas de subducción experimentan varios tipos de terremotos (o sismicidad); incluidos terremotos lentos , terremotos de megathrust , terremotos interplaca y terremotos intraplaca . A diferencia de otras zonas de subducción en la Tierra, Cascadia actualmente experimenta bajos niveles de sismicidad y no ha generado un megathrust 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 instrumentos sísmicos y geodésicos , como sismómetros y receptores GNSS .
El temblor, un tipo de deslizamiento lento de 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 en el área bloqueada donde ocurren los terremotos de megathrust. 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 no es sentido en la superficie por personas o animales, pero puede medirse geodésicamente . La mayor densidad de actividad de temblores en Cascadia ocurre 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 de detección de temblores semiautomático de la Red Sísmica del Pacífico Noroeste . [13]
La mayoría de los terremotos interplaca , 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 superior en Washington, al oeste del Arco Volcánico de Cascada y al este de donde ocurre el temblor. [13] Estos terremotos a veces se denominan terremotos de corteza, y son capaces de causar daños significativos debido a sus profundidades relativamente bajas. Un terremoto interplaca dañino de magnitud 7 ocurrió en la falla de Seattle alrededor de 900-930 d. C. [14] que generó 3 metros de elevación y un tsunami de 4-5 metros. [15] Una cantidad sustancial de terremotos interplaca de antearco también ocurren en el norte de California. [13] Se produce mucha menos sismicidad interplaca en Oregón en comparación con Washington y el norte de California, aunque Oregón alberga más actividad volcánica que sus estados vecinos. [16]
Los terremotos intralosa, 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 de Gorda en subducción , cerca de la Triple Unión de Mendocino en alta mar del norte de California. El terremoto de Olympia de 1949 fue un terremoto intralosa dañino de magnitud 6,7 que ocurrió a 52 km de profundidad y causó 8 muertes. Otro terremoto intralosa notable en la región de Puget Sound fue el terremoto de Nisqually de magnitud 6,8 de 2001. Los terremotos intralosa en Cascadia ocurren en áreas donde la placa en subducción tiene una alta curvatura . [13] Gran parte de la sismicidad que ocurre frente a la costa del norte de California se debe a la deformación intraplaca dentro de la placa de Gorda . De manera similar a la distribución de los terremotos entre placas en Cascadia, los terremotos intraplaca son poco frecuentes en Oregón, y su terremoto más fuerte desde la condición de estado fue el terremoto de Scotts Mills de magnitud 5,6 de 1993 , un terremoto de deslizamiento oblicuo . [13] [17]
Los terremotos de megathrust son los terremotos más potentes que se conocen y pueden superar la magnitud 9,0, lo que libera 1.000 veces más energía que uno de magnitud 7,0 y 1 millón de veces más energía que uno de magnitud 5,0. [18] [19] [20] Se producen cuando se ha acumulado suficiente energía (tensión) en la zona "bloqueada" de la falla para provocar una ruptura. La magnitud de un terremoto de megathrust 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 Norteamérica, es una falla inclinada muy larga que se extiende desde la mitad 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 a lo largo de toda su longitud. Los estudios térmicos y de deformación indican que la región situada a 60 kilómetros (aproximadamente 40 millas) hacia el este del frente de deformación (donde comienza la deformación de las placas) está completamente bloqueada (las placas no se mueven una sobre la otra). Más hacia abajo, hay una transición desde un bloqueo total hasta 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 señales sísmicas silenciosas, no sísmicas. [22]
En 2004, un estudio realizado por la Sociedad Geológica de Estados Unidos analizó el potencial de hundimiento de tierras a lo largo de la zona de subducción de Cascadia. Postuló que varias ciudades y pueblos de 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 provocado por un terremoto. [23]
Los estudios de los rastros de terremotos pasados tanto en la falla de San Andrés del norte como en la zona de subducción de Cascadia del 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 importantes en la falla de San Andrés del norte durante al menos los últimos 3.000 años aproximadamente. La evidencia también muestra que la dirección de ruptura va 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 terremoto importante en 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 3500 años, lo que sugiere un tiempo de retorno de unos 500 años. [7] [4] [5] La evidencia del núcleo 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 de recurrencia de terremoto promedio general de solo 243 años. [2] De estos 41, diecinueve han producido una "ruptura de margen completo", en la que se abre toda la falla. [7] En comparación, las zonas de subducción similares en el mundo suelen tener tales terremotos cada 100 a 200 años; el intervalo más largo aquí puede indicar una acumulación de tensión inusualmente grande y un posterior deslizamiento de terremoto inusualmente grande. [27]
También hay evidencia de tsunamis que acompañan a cada terremoto. Una línea de evidencia sólida de estos terremotos es la convergencia temporal de los daños fósiles causados por 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 pueda 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 relacionó la evidencia de un gran tsunami en la costa de Washington con la documentación de un tsunami huérfano en Japón (un tsunami sin un terremoto asociado). Las dos piezas del rompecabezas se vincularon 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 ser tan alto como el 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 el 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 por un evento de este tipo, con otras 27.000 heridas, lo que lo convertiría en el desastre natural más mortal en la historia de Estados Unidos y América del Norte. [2] [33] [34] FEMA predice además que un millón de personas serán desplazadas, y otros 2,5 millones necesitarán alimentos y agua. Se estima que 1/3 de los trabajadores de seguridad pública no responderán al desastre debido a un colapso en la infraestructura y al deseo de garantizar la seguridad de ellos mismos y 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 de las Cascadas es un arco volcánico continental que se extiende desde el norte de California hasta la península costera de Alaska . [35] El arco consiste en una serie de estratovolcanes de la era Cuaternaria que crecieron sobre materiales geológicos preexistentes que iban desde volcanes del Mioceno hasta hielo glacial . [3] El Arco Volcánico de las Cascadas está ubicado aproximadamente a 100 km tierra adentro desde la costa, y forma una cadena de picos de norte a sur que promedian más de 3000 m (10 000 pies) de elevación. [3] Los picos principales de sur a norte incluyen:
Los volcanes más activos de la cadena son el monte Santa Helena, 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 catastróficamente en 1980. [ 3] Santa Helena sigue retumbando, aunque de forma más silenciosa, emitiendo columnas de vapor ocasionales y experimentando pequeños terremotos, ambos signos de una actividad magmática continua. [3]
La mayoría de los volcanes tienen un respiradero central principal desde el que se han producido las erupciones más recientes. Los picos están compuestos por capas de magma solidificado, de andesítico a dacítico , y de riolita, más silícea (y explosiva) .
Los volcanes por encima de la zona de subducción incluyen:
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