Zona de subducción de Cascadia - Cascadia subduction zone

Área de la zona de subducción de Cascadia (izquierda) y un ShakeMap de escenario del USGS para un evento M9

Coordenadas : 45 ° N 124 ° W 45 ° N 124 ° W /  / 45; -124 Lazona de subducción de Cascadia es unlímite de placaconvergente que se extiende desde el norte dela isla de VancouverenCanadáhasta elnorte de Californiaen losEstados Unidos. Es unazona de subducciónmuy larga e inclinadadonde lasplacasExplorer,Juan de FucayGorda semueven hacia el este y se deslizan por debajo de laplaca de América del Norte, ensu mayoría continental, mucho más grande. La zona varía en ancho y se encuentra en alta mar comenzando cerca delCabo Mendocino, en el norte de California, pasando porOregon y Washington , y termina en la isla de Vancouver en Columbia Británica .

Las placas Explorer, Juan de Fuca y Gorda son algunos de los remanentes de la antigua Placa de Farallón, que ahora se encuentra en su mayor parte subducida bajo la Placa de América del Norte. La placa de América del Norte en sí se mueve lentamente en una dirección generalmente suroeste, deslizándose sobre las placas más pequeñas, así como 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 Mount Mazama ( Crater Lake ) hace unos 7.500 años, el macizo Mount Meager ( Bridge River Vent ) hace unos 2.350 años y Mount St. Helens en 1980. Ciudades principales afectadas por una perturbación en esta subducción la zona incluye Vancouver y Victoria , Columbia Británica; Seattle , Washington; y Portland , Oregon.

Historia

Tradicion

Artículo principal: Thunderbird y Whale

No hay 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 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 , Makah , Hoh , Quileute , Yurok y Duwamish 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.

Bosques fantasma

Tocones de árboles en el bosque fantasma de Neskowin
Tocón de árbol grande que sobresale de la arena de la playa

Durante la marea baja, un día de marzo de 1986, el paleogeólogo Brian Atwater excavó a lo largo de la bahía de Neah con una nejiri gama , una pequeña azada manual. Debajo de una capa superior de arena, descubrió una planta distinta, la hierba de 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, lo que provocó que el agua salada matara la vegetación. El evento había sucedido tan rápido que la capa superior de arena selló el aire, preservando así plantas centenarias.

En 1987, Atwater montó otra expedición remando por el río Copalis con el Dr. David Yamaguchi, quien entonces estaba estudiando las erupciones del Monte St. Helens . La pareja se topó con una sección del " bosque fantasma ", así llamado debido a los tocones grises muertos que quedaron en pie después de que una repentina inundación de agua salada los hubiera matado hace cientos de años. Originalmente se pensó que había muerto lentamente debido a un aumento gradual del nivel del mar, una inspección más cercana arrojó una historia diferente: la tierra se desplomó hasta dos metros durante un terremoto. Habiendo probado inicialmente el abeto usando la datación de anillos de árboles , encontraron 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 aproximarse al año de su muerte. Hubo llamadas 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.

Al igual que con el sitio de arrowgrass, las orillas del río Copalis están bordeadas por una capa de marisma seguida de una capa de arena. Jody Bourgeois y su equipo demostraron que la capa de arena se originó con una marejada de tsunami en lugar de una marejada ciclónica.

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 derrumbado debido a un violento terremoto y quedó cubierta por la arena del posterior tsunami.

Gordon Jacoby, un dendrocronólogo de la Universidad de Columbia, identificó otro bosque fantasma, a 60 pies (18 m) bajo el agua en el lago Washington . A diferencia de los otros árboles, estos sufrieron un deslizamiento de tierra en lugar de un chapuzón en la falla durante un evento separado alrededor del año 900 d.C.

Actividad

En la década de 1960, las compañías petroleras en Puget Sound descubrieron fracturas subterráneas . Se creía que estaban inactivos durante la década de 1990.

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 Nankai Trough de Japón , lugares conocidos por terremotos de mega - empuje , una conclusión que fue recibida con escepticismo por otros geofísicos en ese momento.

Tsunami de huérfanos

Un estudio de 1996 publicado por el sismólogo Kenji Satake complementó la investigación de Atwater et al. con evidencia de tsunami en el Pacífico. Los anales japoneses, que han registrado desastres naturales desde aproximadamente el año 600 d.C., tenían informes de un tsunami de cinco metros que azotó la costa de la isla de Honshu durante el Genroku . Dado que no se había observado ningún terremoto que lo produjera, los estudiosos lo llamaron un "tsunami huérfano". 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 ocurrido el terremoto. El terremoto de magnitud 9,0 original en el noroeste del Pacífico había ocurrido alrededor de las 9 pm hora local del 26 de enero de 1700.

Geofísica

Estructura de la zona de subducción de Cascadia

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 Juan de Fuca y América del Norte. La placa Nueva Juan de Fuca se crea en alta mar a lo largo de la Cordillera Juan de Fuca .

La placa de Juan de Fuca se mueve hacia el continente (placa de América del Norte) y, finalmente, es empujada por debajo. La zona separa la Placa Juan de Fuca , Placa Exploradora , Placa Gorda y 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 una velocidad de aproximadamente 40 mm / año .

A profundidades inferiores a 30 km (19 millas) aproximadamente, la zona de Cascadia está bloqueada por fricción mientras que la tensión se acumula lentamente a medida que actúan las fuerzas de subducción, hasta que se excede la resistencia a la fricción de la falla y las rocas se deslizan unas sobre otras a lo largo de la falla en un terremoto megathrust . Por debajo de los 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 más profundamente debajo del continente. A medida que el borde de la placa se hunde y se vuelve más caliente y fundido, la roca en subducción finalmente pierde la capacidad de almacenar esfuerzos mecánicos; 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.

La zona de subducción de Cascadia se extiende desde uniones triples en sus extremos norte y sur. Al norte, justo debajo de Haida Gwaii , se cruza con la falla Queen Charlotte y la Explorer Ridge . Hacia el sur, justo al lado de Cape Mendocino en California, se cruza con la falla de San Andrés y la zona de fractura de Mendocino en el cruce triple de Mendocino .

Sismicidad reciente

Las zonas de subducción experimentan varios tipos de terremotos (o sismicidad); incluidos los terremotos lentos , los terremotos de megafonía , los terremotos entre placas y los terremotos dentro de las placas . A diferencia de otras zonas de subducción en la Tierra, Cascadia actualmente experimenta bajos niveles de sismicidad y no ha generado un terremoto de megafonía 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 se registran por sísmica y instrumentos geodésicos , como sismómetros y receptores GNSS .

El temblor, un tipo de deslizamiento de falla lento , ocurre a lo largo de casi toda la extensión de Cascadia a intervalos regulares de 13 a 16 meses. El temblor ocurre más profundamente en la interfaz de subducción que en el área bloqueada donde ocurren los mega terremotos. La profundidad del temblor a lo largo de la interfaz de subducción en Cascadia varía de 28 km a 45 km, y el movimiento es tan lento que las personas o los animales no lo sienten en la superficie, pero se puede medir 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. El temblor en Cascadia es monitoreado por el sistema de detección de temblores semiautomático de Pacific Northwest Seismic Network .

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 predominante en Washington, al oeste del Arco Volcánico en Cascada y al este de donde ocurre el temblor. Estos terremotos a veces se denominan terremotos de la corteza y son capaces de causar daños importantes debido a sus profundidades relativamente poco profundas. Un terremoto dañino entre placas de magnitud 7 ocurrió en la falla de Seattle alrededor de 900-930 EC que generó 3 metros de elevación y un tsunami de 4-5 metros. También se produce una cantidad sustancial de terremotos entre placas de antearco en el norte de California. Se produce mucha menos sismicidad entre placas en Oregón en comparación con Washington y el norte de California, aunque Oregón alberga más actividad volcánica que sus estados vecinos.

Los terremotos intralab, frecuentemente asociados con tensiones dentro de la placa subductora en los 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 subductora de Gorda , cerca de Mendocino Triple Junction en alta mar de California del norte. El terremoto de Olympia de 1949 fue un terremoto intra losa de magnitud 6,7 que se produjo 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 del laboratorio en Cascadia ocurren en áreas donde la placa de subducción tiene una curvatura alta . 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 . Similar a la distribución de los terremotos interplaca en Cascadia, los terremotos intra losa son poco frecuentes en Oregón, siendo el terremoto más fuerte desde la estadidad el terremoto de Scotts Mills de 1993 de magnitud 5.6 , un terremoto de deslizamiento oblicuo .

Terremotos de Megathrust

Bloque 3D de la zona de subducción de Cascadia con fuentes sísmicas

Efectos del terremoto

Los terremotos megathrust son los terremotos más poderosos que se sabe que ocurren y pueden exceder la magnitud 9.0, que es 1,000 veces más fuerte que la magnitud 7.0 y 1 millón de veces más fuerte que la magnitud 5.0. Ocurren cuando se ha acumulado suficiente energía (tensión) en la zona "bloqueada" de la falla para causar una ruptura. La magnitud de un mega terremoto 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 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.

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 (este) del frente de deformación (donde comienza la deformación de la placa) está completamente bloqueada (las placas no se mueven una sobre la otra). Además, hay una transición de un deslizamiento completamente bloqueado a un deslizamiento asísmico .

En 1999, un grupo de sitios del Sistema de Posicionamiento Global Continuo registró 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. El movimiento no desencadenó un terremoto y solo fue detectable como firmas sísmicas silenciosas, no sísmicas.

En 2004, un estudio realizado por la Sociedad Geológica de América analizó el potencial de hundimiento de la tierra a lo largo de la zona de subducción de Cascadia. Postuló que varios pueblos y ciudades de la costa oeste de la isla de Vancouver, como Tofino y Ucluelet , corren el riesgo de sufrir un hundimiento repentino, iniciado por un terremoto, de 1 a 2 m.

Conexión a la falla de San Andrés

Los estudios de rastros de terremotos pasados ​​tanto en el norte de la falla de San Andrés como en la zona de subducción del sur de Cascadia 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 más o menos. La evidencia también muestra la dirección de ruptura que va de norte a sur en cada uno de estos eventos correlacionados en el tiempo. El 1906 terremoto de San Francisco parece haber sido una importante excepción a esta correlación, sin embargo, ya que no fue precedida por un gran terremoto de Cascadia.

Cronometraje del terremoto

Grandes terremotos
año estimado intervalo
Fuente 2005 Fuente 2003 (años)
Yalrededor de las 9 pm, 26 de enero de 1700 ( NS ) 780
W780-1190 CE 880–960 CE 210
U 690–730 CE 550–750 CE 330
S 350–420 d. C. 250-320 d.C. 910
norte660-440 a. C. 610–450 a. C. 400
L 980–890 a. C. 910–780 a. C. 250
J 1440-1340 a. C. 1150-1220 a. C. desconocido

El último gran terremoto conocido en el noroeste fue el terremoto de Cascadia de 1700 . 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 aproximadamente 500 años. La evidencia del núcleo del fondo marino indica que ha habido cuarenta y un terremotos en la zona de subducción en la zona de subducción de Cascadia en los últimos 10,000 años, lo que sugiere un intervalo de recurrencia de terremotos promedio general de solo 243 años. De estos 41, diecinueve han producido una "rotura total del margen", donde se abre toda la falla. 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 subsiguiente deslizamiento sísmico inusualmente grande.

También hay evidencia de tsunamis que acompañan a cada terremoto. Una sólida 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.

Se prevé que la próxima ruptura de la zona de subducción de Cascadia sea capaz de causar una destrucción generalizada en todo el noroeste del Pacífico .

Pronósticos del próximo gran terremoto

Ver también: Terremoto de Cascadia de 1700 § Amenazas futuras

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 unió 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 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. En 2010, los estudios sugirieron que el riesgo podría llegar al 37% para terremotos de magnitud 8.0 o superior.

Los geólogos e ingenieros civiles han determinado ampliamente 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). FEMA estima unas 13,000 muertes por tal evento, 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. 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 al colapso de la infraestructura y al deseo de garantizar la seguridad de ellos mismos y de sus seres queridos. 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.

Arco volcánico en cascada

Triple Uniones Juan de Fuca y Arco Volcánico Cascada
Artículo principal: Volcanes en cascada

El Arco Volcánico Cascade es un arco volcánico continental que se extiende desde el norte de California hasta la península costera de Alaska . El arco consta de una serie de estratovolcanes de la era Cuaternaria que crecieron sobre materiales geológicos preexistentes que iban desde los volcánicos del Mioceno hasta el hielo glacial . 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 que promedian más de 3.000 m (10.000 pies) de elevación. Los picos principales de sur a norte incluyen:

Los volcanes más activos de la cadena incluyen Mount St. Helens, Mount Baker, Lassen Peak, Mount Shasta y Mount Hood. Mount St. Helens capturó la atención mundial cuando estalló catastróficamente en 1980 . St. Helens continúa retumbando, aunque más silenciosamente, emitiendo columnas de vapor ocasionales y experimentando pequeños terremotos, ambos signos de actividad magmática continua.

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 la riolita más silícea (y explosiva) .

Volcanes por encima de la zona de subducción.

Los volcanes sobre la zona de subducción incluyen:

Ver también

Referencias

enlaces externos