2.7: Sismos en la Placa Juan de Fuca
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Torre: Horizon 177, [esto es] Seattle Tower, eres el número 2 siguiendo un pesado Boeing 767, final corta. Viento 130 a las 8. Pista 16 Derecha. Despejada para aterrizar. (Pausa). Muy bien, tenemos un terremoto. Todos aguanten, amigos. (Pausa). Atención a todos los aviones en Seattle. Tenemos un enorme sismo ocurriendo. La torre se derrumba. Vuelvo a decir. La torre se está desmoronando. Agárrense a todos. (Pausa) Bien, tenemos un gran terremoto en Seattle. Todo el mundo tenga cuidado ahí fuera, ¿de acuerdo?
Piloto: Americano 27 pesado, estamos a punto de llegar a la final.
Torre: Muy bien, todos en Seattle Tower, quiero que tengan extrema precaución. Aquí se han derrumbado las ventanas de la torre Asiana 272 pesado, gira a la izquierda aquí, mantente corto en 16 Izquierda, permanece en esta frecuencia. Y Horizon 301, quiero que gires a la izquierda, y quiero que vayas a la rampa, y te quedes en esta frecuencia. Todas las ventanas se han ido de la torre pero dos.
Piloto: Esto es 301, nos estamos apagando aquí en...
Torre: Bien, quiero que todos pongan atención aquí, porque no sé qué está funcionando y qué no. Todas las ventanas se han ido.
Brian Schimpf, operador de la torre Sea-Tac, durante el terremoto de Nisqually de 2001
1. Conmoción en el océano
La Placa Juan de Fuca es enteramente oceánica (Figuras 2-7), con fina corteza compuesta por basalto. Ninguna parte de ella está por encima del nivel del mar. La corteza no tiene más de unas pocas decenas de millones de años, lo que significa que es relativamente poco profunda, débil y caliente. Su debilidad significa que está sujeto a deformación interna donde interactúa con el borde continental de América del Norte. En sus extremos norte y sur, donde el centro de propagación está más cercano a la base del continente, y la corteza oceánica es más joven, la placa oceánica débil se está deformando activamente internamente, deformación que está marcada por frecuentes sismos (Figura 4-14). Estas regiones sísmicamente activas generalmente se denominan placas separadas, la Placa Explorer frente a la isla de Vancouver y la Placa Gorda frente al norte de California (Figura 5-1). La Placa Juan de Fuca entre sus extremos norte y sur tiene pocos sismos, lo que indica que allí es menos importante la deformación interna.
El hecho de que la Placa Juan de Fuca sea completamente oceánica significa que no somos capaces de medir sus tasas de desplazamiento directamente sino que debemos apoyarnos en evidencias geofísicas indirectas. Todas las estaciones sísmicas permanentes están en tierra, lo que resulta en una inexactitud considerable en la localización de sismos en la placa. Sin embargo, en los últimos años, la desclasificación del sistema de detección de hidrófonos de la Marina de los Estados Unidos ha permitido a científicos de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA) en Newport, Oregón, estudiar sismos utilizando ondas sísmicas (ondas de fase T) que se transmiten a través del agua del océano más que a través de la corteza bajo el océano. Han podido mejorar en gran medida la precisión y el umbral de detección para sismos alejados de la costa (Figura 4-14).
El mapeo de la distribución de los sismos muestra que los centros de propagación, las crestas Juan de Fuca, Gorda y Explorer, generan sismicidad de bajo nivel relacionada con el movimiento del magma que se eleva a la superficie y forma nueva corteza oceánica. Estos sismos son pequeños, la mayoría de ellos demasiado pequeños para ser detectados por sismógrafos ordinarios en tierra, aunque son monitoreados a través del sistema de detección de hidrófonos SOSUS.
Por otro lado, la Placa Gorda es cortada por grandes fallas de huelgo-deslizamiento que se rompen frecuentemente para provocar sismos (Figuras 2-4, 5-2). La Placa Gorda al oeste de Arcata, California, sufrió un sismo de M 7.3-7.6 el 31 de enero de 1922, que se sintió en Oregón y Nevada, y tan al sur como San José, California. Otro sismo de M 6.9-7.4 treinta millas al oeste de Trinidad, California, el 8 de noviembre de 1980, destruyó un puente, licuó la barra de arena en Big Lagoon, y causó seis heridos y $1.75 millones en daños. En 1991, la Placa Gorda fue sacudida por un sismo de M 6.9 el 12 de julio, otro de M 6.3 el 16 de agosto, y el más grande de M 7.1 el 17 de agosto, tres horas después de un sismo cortical en tierra. El 26 de abril de 1992, un día después del terremoto M 7.1 Cape Mendocino en la Zona de Subducción de Cascadia, dos réplicas de M 6.0 y M 6.5 golpearon la Placa Gorda a doce y ocho millas, respectivamente, de la costa. Una de estas réplicas destrozó el distrito comercial del pequeño pueblo de Escocia. Estas fueron las más grandes de cientos de réplicas del sismo de Cabo Mendocino en la Placa Gorda, complicando el problema de si ese sismo era principalmente un sismo de zona de subducción o un terremoto de la Placa Gorda. A excepción del sismo de 1980 y las dos réplicas de Petrolia, estos sismos de la Placa Gorda estaban lo suficientemente lejos en alta mar como para que las intensidades en la costa no excedieran de V o VI.
La Placa Gorda ha contabilizado sismos históricos más dañinos en el norte de California que cualquier otra fuente, incluyendo la Zona de Subducción de Cascadia y la Placa Norteamericana. Sin embargo, es incapaz de producir sismos en el rango M 8 a 9, como los esperados en la Zona de Subducción de Cascadia.
La Placa Explorer frente a la isla de Vancouver también se ve sacudida por frecuentes sismos (ver Apéndice A). Pero, a diferencia de los sismos de la Placa Gorda, estos están lo suficientemente lejos de las zonas pobladas como para que no hagan daño y en algunos casos ni siquiera se sienten en tierra.
2. Fallas de transformación offshore:
La respuesta del noroeste a la falla de San Andrés
En el Capítulo 2, consideramos dos tipos de límites de placas: las crestas oceánicas o centros de expansión, donde se crea nueva litosfera oceánica a medida que las placas se alejan unas de otras, y las zonas de subducción, donde la litosfera oceánica se recicla de nuevo al interior de la Tierra como las placas se mueven una hacia la otra. Las crestas de Juan de Fuca y Gorda son ejemplos de centros de expansión, y la Zona de Subducción de Cascadia es un ejemplo de dos placas convergentes (Figuras 2-6 y 5-1). También consideramos un tercer tipo de límite de placa donde las placas no convergen ni divergen, sino que se mueven más allá de las otras sin destruir o crear litosfera. Estos se llaman fallas de transformación porque transforman el movimiento de la placa entre dos centros de dispersión. Envuelven a toda la litosfera y no sólo a la corteza superior de la Tierra.
La falla de San Andrés es una falla de transformación en la que las rocas continentales de la Placa de América del Norte se mueven más allá de las rocas continentales de la Placa del Pacífico (Figura 2-8, diagrama superior y animación, Figura 2-9). Las fallas de transformación en el noroeste del Pacífico, por otro lado, se encuentran en el fondo del océano profundo, donde forman rasgos topográficos lineales llamados zonas de fractura. La Zona de Fractura Blanco separa las crestas de Juan de Fuca y Gorda, y la Zona de Fractura de Sovanco separa las placas de Juan de Fuca y del Pacífico (Figura 5-1). La Zona de Fractura Mendocino separa las placas Gorda y Pacífico y es la continuación noroeste de la Falla de San Andrés. Estas son fallas típicas de transformación. La molienda de una placa más allá de la otra causa muchos sismos en estas zonas de fractura. Salvo el siguiente terremoto de zona de subducción, ellos y los interiores de las placas Gorda y Explorer tienen la sismicidad instrumental más alta en el noroeste del Pacífico, en tierra o en alta mar. Los grandes terremotos en las zonas de fractura de Mendocino y Blanco se sienten con frecuencia cada año en el norte de California y el sur de Oregón.
A primera vista, la Zona de Fractura Blanco se asemeja a una falla de huelga-deslizamiento lateral izquierdo debido al aparente desplazamiento izquierdo de las crestas Juan de Fuca y Gorda (Figura 5-1). Pero este aparente desplazamiento a la izquierda solo sería cierto si estas crestas hubieran sido alguna vez una cresta continua ininterrumpida que luego se separó a lo largo de la Zona de Fractura de Blanco. Este no es el caso. Recuerden que la Placa Juan de Fuca se aleja de la Placa del Pacífico en estos centros de difusión. Imagínese parado en la Placa del Pacífico mirando hacia el norte a través de la Zona de Fractura de Blanco en la Placa Juan de Fuca. La Placa Juan de Fuca se mueve de izquierda a derecha a lo largo de la Zona de Fractura Blanco con respecto a su posición en la Placa del Pacífico. Esto significa que la falla de transformación en la Zona de Fractura Blanco es una falla lateral derecha, no lateral izquierda.
Como otro experimento de pensamiento, imagina dos piezas de rompecabezas que se unen por una pestaña que se proyecta de una pieza a la otra. Ahora separe las piezas lentamente. Son difíciles de separar porque los lados de la pestaña resisten ser separados. De la misma manera, se están separando las placas del Pacífico y Juan de Fuca, con roca fundida que brota a lo largo de los centros de dispersión a medida que se separan las placas. A lo largo de la falla Blanco Transform, las placas corticales se empujan entre sí, generando fricción y produciendo sismos. Estos sismos podrían ser tan grandes como magnitud 7 o incluso mayores, pero probablemente no 8. La corteza es demasiado cálida y por lo tanto demasiado débil para generar sismos tan grandes. En consecuencia, a pesar de la alta sismicidad instrumental en la falla de la Transformación Blanco, incluyendo muchos sismos que se sintieron en tierra, no constituye un peligro importante para las comunidades a lo largo de la costa, en parte porque los sismos están a muchas millas de la costa, y en parte porque estos sismos en alta mar no son grandes suficiente.
Los sismos en la Falla de la Transformación Mendocino son frecuentes. El primer sismo importante registrado se sintió el 9 de mayo de 1878, provocando la caída de chimeneas en Petrolia, California, en el Triple Junction (Apéndice A). Un sismo mayor, de M 6.5-7.3, golpeó cerca del cabo Mendocino el 22 de enero de 1923, resultando en intensidades de VIII y daños a edificios en Petrolia. Otros sismos incluyen una magnitud 6 en 1922 y sismos más pequeños en 1932, 1936 y 1951. Otros sismos con magnitudes mayores a 6 golpearon en 1954, 1960 y 1984. El sismo de 1984 de M 6.6, 166 millas al oeste de la costa, se sintió de Oregón a San Francisco, pero produjo intensidades de V o menos debido a su gran distancia de la costa. El 1 de septiembre de 1994, un sismo de M 6.9-7.2 azotó la falla de transformación de Mendocino a 88 millas de la costa, el terremoto más grande que azotó a Estados Unidos ese año, mayor incluso que el Terremoto de Northridge del mes de enero anterior. Debido a que estaba tan lejos en alta mar, no hizo ningún daño, pero se sintió desde el sur de Oregón hasta el condado de Marin, California.
Al igual que las fallas Blanco y Mendocino, la Falla de San Andrés es también una falla de transformación, separando a la Subida Gorda de un centro de expansión en el Golfo de California del noroeste de México (Figura 2-8, diagrama superior; Figura 2-9 animación). Las fallas de transformación en alta mar difieren de las de San Andreas en involucrar corteza oceánica relativamente caliente y manto, mientras que San Andreas atraviesa la corteza continental más fría en la mayor parte de su longitud. Por ello, el San Andreas genera sismos significativamente mayores que el Blanco, hasta por lo menos M 7.9. Entonces, afortunadamente para el noroeste del Pacífico, el Blanco y el Mendocino son los parientes más débiles; generan muchos sismos, pero no gigantes.
Dos fallas de transformación se encuentran frente a la costa de la isla de Vancouver: la Zona de Fractura de Sovanco que separa la Placa Exploradora y la Placa del Pacífico, y la Zona de Fractura de Nootka que separa la Placa Exploradora y la Placa Juan de Fuca (Figuras 2-8, 5-1). Al igual que el Blanco, estas zonas de fractura se caracterizan por una alta sismicidad, pero no se cree que generen sismos muy grandes. En el próximo capítulo, consideraremos la posible relación entre la Zona de Fractura Oceánica de Nootka y dos grandes sismos históricos en la corteza continental del centro de la isla de Vancouver.
Al noroeste de la Placa Explorador, la Placa del Pacífico muele contra la Placa de América del Norte a lo largo de la falla Queen Charlotte, ubicada en la base de la pendiente continental. El 22 de agosto de 1948, esta falla fue la fuente de un sismo de M 8.1, mayor que cualquier terremoto histórico en la costa oeste de Estados Unidos al sur de Alaska. El 27 de octubre de 2012, esta falla fue la fuente del terremoto de Hida Gwaii de M 7.8 (usando el nombre de las Primeras Naciones, Hida Gwaii, para las Islas Queen Charlotte). Esta falla tenía un mecanismo focal de fallas inversas en lugar del deslizamiento de impacto esperado. Estos sismos son evidencia de que la falla Queen Charlotte representa un peligro para la costa escasamente poblada de Columbia Británica al norte de la isla de Vancouver, incluyendo las Islas Queen Charlotte. Sin embargo, la región está tan escasamente poblada que no es considerada como una gran amenaza sísmica en Canadá.
3. Terremotos de losa en la placa Juan de Fuca bajo el continente: Región de Puget Sound
La mayor cantidad de sismicidad generada por la propia Placa Juan de Fuca (sin incluir las placas Explorer y Gorda) se encuentra debajo del oeste de Washington, donde se está subduciendo debajo de América del Norte (Figuras 3-21, 5-1). Estos se denominan sismos de losa o sismos de zona Benioff. La mayor parte de los daños y pérdidas de vidas en el noroeste del Pacífico han sido consecuencia de estos sismos, entre ellos los mayores choques históricos conocidos que azotaron a Washington u Oregón.
El primero de ellos, el 13 de abril de 1949, realmente no debería haber sido una gran sorpresa. La región más suroccidental de Puget Sound había sido golpeada por sismos el 13 de noviembre de 1939 (M 5.5-5.9), y el 15 de febrero de 1946 (M 6.3). Ambos fueron sismos de losa, y ambos habían producido intensidades tan altas como VII, lo que significó daños menores y colapso de chimeneas. El sismo de 1949 de M 7.1 azotó la región sur de Puget Sound poco antes del mediodía del 13 de abril. Fuerte temblor duró unos treinta segundos. La mayoría de la gente estaba en el trabajo, preparándose para ir a almorzar. La mayoría de las escuelas estaban de vacaciones, lo que resultó ser una bendición debido al colapso de muchos edificios escolares de ladrillo no reforzado. El epicentro estuvo entre Olympia y Fort Lewis, y la zona de daño de alta intensidad se extendió desde Rainier, Oregón, en el río Columbia, al norte hasta Seattle (Figuras 5-3 a 5-5). El sismo se sintió desde Vancouver, B.C., hasta Klamath Falls y Roseburg, Oregón. Un reloj de acera afuera de una joyería en la Tercera Avenida 1323 de Seattle se detuvo en el momento del sismo: 11:56.
Marvin Klegman, de once años, murió y otros dos niños resultaron heridos por la caída de ladrillos mientras jugaban afuera de la Escuela Lowell en Tacoma. Jack Roller fue asesinado cuando parte del edificio de la Escuela Castle Rock se derrumbó sobre él. Cinco alumnos y dos maestros resultaron heridos en la Escuela Adna a 10 millas al oeste de Centralia. Una niña resultó gravemente herida al salir de su salón de clases de segundo grado. Toneladas de ladrillos cayeron del edificio de la Escuela Lafayette en Seattle, pero la escuela no estaba en sesión, y los niños jugaban en el patio de la escuela lejos del edificio. El Colegio Lafayette fue una de las diez escuelas de Washington condenadas tras el sismo. El auditorio se derrumbó en la Preparatoria Puyallup (Figura 5-3), pero en ese momento no había nadie en él. Parte de la Escuela de Entrenamiento de Niños de Chehalis se arrugó y cayó, hiriendo a dos niños.
Hubo muchas escapadas estrechas. Freda Leaf, setenta y uno, saltó al río Duwamish pero fue rescatado por un vecino, D. V. Heacock. Parte del techo del Busy Bee Restaurant en Second Avenue en Seattle cayó adentro, y los clientes se dirigieron hacia la salida. El propietario, George Pappas, inmediatamente vio el peligro y ordenó al camarero, un hombre grande llamado Bill Given, que bloqueara la salida. Momentos después, toneladas de ladrillos cayeron en cascada en la acera frente al restaurante. El agua se derramó de una vieja torre de agua en el embalse en Roosevelt Way y East 86th Street; unos minutos antes, pintores que trabajaban en la torre habían derribado para almorzar. En el Puente Tacoma Narrows, en reparación en su momento, un sillín de acero de veintitrés toneladas montado para sostener un cable de suspensión se desalojó y se hundió del puente y a través de un ceño en el agua de abajo, hiriendo a dos personas. En Olimpia, el Antiguo Edificio del Estado (Figura 5-4) y el Edificio de Seguros del Estado fueron los más afectados. El gobernador Arthur Langlie y su asistente, Dick Everest, estaban en sus oficinas en Olimpia y fueron bañados con yeso que caía.
En el Teatro Ratón Azul de Tacoma, la gente estaba viendo la escena del terremoto de Los últimos días de Pompeya mientras el sismo golpeaba. En una extraña coincidencia, se estaba mostrando una escena de crucifixión con sismos acompañantes al momento del sismo en el cercano Teatro Roxy. En Second y Occidental en Seattle, se vio a un hombre caminando rápidamente por la calle después del terremoto vestido solo con ropa interior, abrigo deportivo y zapatos.
En Oregón, las tuberías de agua rotas inundaron los sótanos de dos tiendas en Astoria, el yeso se agrietó en Florencia y los platos se estrellaron de sus estantes en Newport. Chimeneas se estrellaron en Reed College en Portland, y los oficinistas en el duodécimo piso del nuevo Equitable Building fueron derribados al piso.
Afortunadamente, quizás asombrosamente, solo se perdieron siete vidas, y el daño fue de solo 15 millones de dólares, a pesar de que la magnitud fue de 7.1. En dólares de hoy, las pérdidas serían quizás veinte veces eso; las pérdidas solo para las escuelas de Washington habrían sido de 60 millones de dólares en dólares de 1998. Pero las pérdidas seguían siendo notablemente bajas. Probablemente la razón principal, aparte de que la escuela estaba fuera de sesión, fue que la profundidad focal del sismo estaba a unas treinta y cinco millas por debajo de la superficie, lo que significa que las ondas de choque tenían treinta y cinco millas para debilitarse en amplitud antes de llegar a la superficie. Debido a que fue un sismo tan profundo, la zona de Intensidad VIII era muy grande, pero no hubo áreas de Intensidad IX o X, ya que habría habido con un sismo de corteza menos profunda de la misma magnitud.
El 29 de abril de 1965, a las 8:29 de la mañana, un segundo gran terremoto de losa con magnitud 6.5 azotó entre Kent y Des Moines, al sur del aeropuerto Sea-Tac entre Seattle y Tacoma. Al igual que el terremoto de 1949, su foco estaba a más de treinta millas bajo la superficie.
Adolfo Lewis, setenta y cinco, un obrero jubilado, se dirigía de su habitación de hotel para desayunar cuando fue asesinado por la caída de escombros (Figura 5-6). Raymond Haughton, de cincuenta y dos años, fue asesinado, y Eugene Gould, de cincuenta años, herido de gravedad cuando un tanque de agua de madera de cincuenta mil galones en una torre de doscientos pies se derrumbó en los molinos de harina Fisher. En total, seis personas murieron, entre ellas las que sufrieron infartos, y los daños a la propiedad se estimaron en 12 mil 500 millones de dólares, 60 millones en dólares de 1998.
Al igual que en 1949, hubo daños considerables en los edificios escolares. En Seattle, partes de la escuela primaria Broadview colapsaron, y hubo daños en el auditorio de Ballard High School. El mayor daño fue a la Escuela Primaria West Alki, donde una chimenea de sesenta pies de altura cayó en la sala de calderas, faltando por poco el custodio. A diferencia de 1949, no hubo pupilas lesionadas.
La misa de 8:15 en la Catedral de Santiago se interrumpió cuando los candelabros bajos comenzaron a balancearse violentamente. Doscientos feligreses huyeron de la catedral, pero regresaron para lo que resta del servicio cuando los temblores disminuyeron. En Rainier Brewing Company, dos tanques envejecidos de mil barriles fueron derribados de sus plataformas. Uno se abrió, derramando suficiente cerveza para quince mil cajas. El ingeniero John Strey se encontró vadeando la cadera profundamente a través de la cerveza espumosa. El restaurante en la parte superior de la Space Needle estaba lleno de clientes cuando comenzó a balancearse, “como montar la parte superior de un asta de bandera”. Nadie corrió por los ascensores, y todos terminaron el desayuno después de que cesara el violento temblor.
El sismo siguiente llegó treinta y cuatro años después a las 6:44 p.m. 2 de julio de 1999, a Satsop, Washington, irónicamente el sitio de una central nuclear propuesta por el Sistema Público de Suministro de Energía de Washington que, afortunadamente, nunca se construyó. El sismo tuvo una magnitud momentánea de 5.8 y fue de veinticinco millas de profundidad. El encantador y antiguo Palacio de Justicia del Condado de Grays Harbor en Montesano, construido en 1910, sufrió graves daños. El techo y una pared exterior de Moore's Furniture Store en Aberdeen colapsaron, causando grandes estragos en su interior. Chimeneas se derrumbaron, se filtraron líneas de gas y se apagó la electricidad en gran parte del condado de Grays Harbor. John Hughes de The Daily World en Aberdeen informó desde el estacionamiento de State Street que “(s) los postes de luz de los árboles temblaron, mi Volkswagen Beetle hizo la Macarena mientras el cupé Chrysler de Dee Anne Shaw estaba ondulando”.
Después llegaron las 11:54 horas del Miércoles de Ceniza, 28 de febrero de 2001.
Estaba tomando una taza de café a altas horas de la mañana en Corvallis cuando comencé a sentirme mareado. Las dos personas al otro lado de la mesa me siguieron platicando y obviamente no sintieron nada, así que pensé que estaba enferma. Entonces vi el vaivén de una lámpara y me di cuenta de que estaba sintiendo las olas de largo período de un terremoto lejano.
Brian Wood, de KIRO-TV, se preparaba para una conferencia de prensa del alcalde de Seattle, Paul Schell, quien estaba a punto de explicar la respuesta de la ciudad a los disturbios del Mardi Gras de la noche anterior en los que una persona había sido asesinada. Antes de que llegara el alcalde, la sala comenzó a temblar, y Wood inmediatamente comenzó a transmitir: “Se trata de Brian Wood, en vivo en el centro de Seattle, en vivo en el duodécimo piso de la sala de conferencias del alcalde. Estábamos esperando una conferencia de prensa cuando se estrelló, un sismo”. Esto convirtió a KIRO primero con la historia, la cual se transmitió a nivel nacional. Posteriormente, ABC en Nueva York preguntaría tímidamente si podría llevar la historia de KIRO, una afiliada de CBS, porque su afiliada de ABC, KOMO-TV, había tardado demasiado tiempo en organizarse.
Curtis Johnny y su novia, Darlene Saxby, se dirigieron a la salida de su departamento de South Park en cuanto sintieron el terremoto. De pronto, una chimenea se estrelló contra el techo, cubriendo a Johnny con ladrillos. “Estaba bastante histérica”, dijo Darlene. “Yo solo le estaba tirando ladrillos y gritando al mismo tiempo”. Los vecinos tuvieron que irrumpir en la puerta del departamento para sacarlos. Hin Pang y su esposa Sim Pang estaban visitando a amigos en un club de Chinatown cuando se produjo el terremoto. Al salir corriendo del edificio, fueron golpeados por una ducha de ladrillos de una repisa de tres pisos sobre ellos. Sim Pang sufrió lesiones en la cabeza, el pecho y los brazos pero fue liberado del Centro Médico Harborview más tarde ese mismo día. Ella había sido enterrada por los ladrillos, y sufrió lesiones en el pecho y una pelvis aplastada; él permaneció más tiempo en el hospital pero sobrevivió.
A los edificios antiguos les fue lo peor. Topes de edificios de ladrillo se estrellaron contra la calle a lo largo del viaducto Alaskan Way y a lo largo de la Segunda Avenida, aplastando autos Un pedazo enorme del Fenix Undergound, un club nocturno en la Segunda Avenida Sur, cayó sobre dos autos estacionados; la pared interior se derrumbó, atrapando al dueño del club Mike Lagervall y a su secretaria por dentro. El techo del edificio Washington Federal Savings cayó parcialmente, y una de sus fachadas cubrió un tramo de noventa pies de acera (Figura 5-7). El Compass Center, una instalación para ochenta hombres sin hogar en Pioneer Square, tuvo que ser abandonado. El propio Viaducto del Camino de Alaska, construido en 1953 por 8 millones de dólares, sufrió daños pero no colapsó; reemplazarlo costaría 400 millones de dólares. (Unos años más tarde el viaducto del Camino de Alaska sería de hecho reemplazado). Las grandes columnas de piedra de la Cúpula del Capitolio en Olimpia, construidas en 1928, quedaron desalineadas. A los empleados estatales se les permitió regresar a finales de abril, pero no se programó que se reanudaran las giras por el Capitolio hasta finales de 2004. Trozos de concreto cayeron a sesenta pies de la parte superior de los pilares de soporte en el gimnasio de Garfield High School. En Centralia, la fachada de ladrillo en la azotea de Coast to Coast Hardware se derrumbó y perforó agujeros en un techo inferior de la adición trasera.
En el Grand Ballroom del Hotel Westin en el centro de Seattle, Bill Gates estaba en el escenario a punto de demostrar el próximo sistema operativo Windows XP de Microsoft cuando comenzó el temblor. Hablar se detuvo y Gates miró a su alrededor mientras las tejas del techo comenzaron a caer. Candelabros gigantes se balancearon, y el público comenzó a gritar y dirigirse a las salidas o a gatear debajo de las sillas. Gates caminó tranquilamente fuera del escenario, perturbado al ser interrumpido, incluso cuando un pedazo de lámpara del tamaño de una caja de cereales cayó a su lado. Preguntado más tarde si había estado asustado, Gates dijo: “No, me preocupaba lo que estaba pasando, si había una bomba, o lo que estaba pasando”.
Hubo momentos ligeros. Joanne Smith, maestra de tercer grado en la escuela St. Matthew Parish School en Hillsboro, Oregón, condujo a sus hijos al patio húmedo donde vieron salir del suelo decenas de lombrices de tierra, perturbadas por las olas superficiales del terremoto. En Seattle, Skyler Dufour, de nueve años, recogió escombros para ser ofrecidos en eBay con ofertas que se abrieron en siete dólares. En De Laurenti's Specialty Foods en el mercado Pike Place, doscientas botellas de vino cayeron al suelo, con las botellas de cincuenta y cinco dólares en la repisa superior cayendo más lejos. Steve Springston, un comprador de vino, observó que “era un aroma muy complejo”. Christopher Carnrick estaba participando en una videoconferencia cuando la sala comenzó a temblar. Saltó sobre la mesa, tomó una postura surfista y gritó: “Estoy MONTANDO a este BABEE”, sin darse cuenta de que su aventura de surf estaba siendo vista por participantes asombrados en San Francisco y Montana.
El gobernador Gary Locke estimó que los daños serían de hasta dos mil millones de dólares. Pero por otro lado, sólo murió una persona, una mujer Burien que sufrió un infarto durante el sismo; 396 personas resultaron heridas. Pero al reflexionar, se hizo evidente que el daño podría haber sido mucho peor. Primero, se trataba de un sismo profundo, por lo que las ondas sísmicas tenían una mayor distancia entre el hipocentro y la superficie para que las olas disminuyeran, o atenuaran. Un sismo de zona de subducción habría tenido fuertes temblores durante mucho más tiempo, y un sismo cortical de la misma magnitud habría tenido ondas sísmicas mucho más potentes y mayores intensidades. En segundo lugar, la región de Puget Sound se encontraba en su segundo invierno seco recto, y los mantos freáticos fueron los más bajos en treinta años, reduciendo el potencial de licuefacción. Por último, Seattle acababa de terminar un ejercicio de preparación para el Impacto del Proyecto; muchas estructuras habían sido reacondicionadas y la gente estaba mucho mejor informada de lo que había estado. (Paula Seward, vicepresidenta de ventas de Northwest en Quakeproof, estaba en medio de una presentación sobre la preparación ante sismo ante un grupo en el tercer piso de un hotel del centro de Seattle cuando se produjo el terremoto. Un participante le preguntó: “¿Esto es parte de su presentación de ventas?”)
En definitiva, este no fue el Grande. Como dijo Bill Steele, de la Red de Sismógrafos del Noroeste del Pacífico, “Si vas a tener una magnitud 7 en el área de Puget Sound, que sea profunda”.
4. Norte de California
¿Qué pasa con la Placa Gorda onshore en el norte de California? Un sismo de M 6.75 el 23 de noviembre de 1873, en la débilmente asentada frontera entre Oregón-California pudo haber sido un terremoto de losa. Después de este sismo, aparecieron grietas en el suelo en el sendero entre Crescent City y Gasquet en el valle del río Smith, y todas las chimeneas fueron derribadas. La intensidad más alta registrada fue VIII, en un área limitada en la esquina noroeste de California, pero intensidades de V se sintieron sobre una amplia área desde Red Bluff en el sur hasta McMinnville, Oregón, en el norte del valle de Willamette. Las cuentas de los periódicos no reportaron ninguna réplica.
5. Discusión y Resumen
¿Por qué debería concentrarse la sismicidad dentro de la placa oceánica subductora en la región de Puget Sound? Por extraño que esta sismicidad de la placa inferior no se extienda muy al sur en Oregón (Figura 5-1). Si la subducción se lleva a cabo a lo largo de Cascadia, ¿por qué la sismicidad debería concentrarse solo en Washington?
Para responder a esta pregunta, observamos los contornos de la placa subductora Juan de Fuca, y observamos que la placa tiene una curva convexa hacia el este en Washington, curvándose de una tendencia norte en Oregón a una tendencia noroeste en el suroeste de Columbia Británica (Figura 5-8). Esta curva también se refleja en la distribución de los volcanes Cascade (Figura 5-1). En el norte de California, Oregón y el sur de Washington, estos volcanes se alinean de norte a sur, paralelos a los contornos de la zona de subducción. Pero en el suroeste de Columbia Británica y el norte de Washington, incluido el monte. Baker y Glacier Peak, los volcanes se alinean noroeste-sureste, paralelos a los contornos de la zona de subducción.
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Este arco en la zona de subducción puede explicar por qué las Montañas Olímpicas son mucho más altas que la Cordillera Costera de Oregón o las colinas del suroeste de Washington. Las Montañas Olímpicas están arqueadas donde más se dobla la zona de subducción, en la visualización de mapa.
Para imaginar el efecto de este arco convexo hacia el este, considera un mantel colgado sobre la esquina de una mesa. El mantel es recto a lo largo de los lados de la mesa, pero hace un pliegue en la esquina. Ahora supongamos que, en lugar de un mantel, la mesa está cubierta por una lámina de plástico duro, cuyos bordes sobresalen sobre el costado de la mesa. Quieres doblar el plástico por el costado de la mesa, como el mantel, pero encuentras que no se doblará en la esquina a menos que hagas un corte en el plástico para que los dos lados encajen juntos por los lados. (Esta es la misma dificultad que tengo en envolver regalos un regalo en una caja. El envoltorio se pliega ordenadamente por los lados de la caja, pero para que las esquinas queden limpias, tengo que hacer un pliegue en el papel de regalo donde va a la vuelta de la esquina. No sobresalgo en esto, y por lo general tengo el presente envuelto para regalo en la tienda o por mi esposa.)
La Placa Juan de Fuca tiene el mismo problema cuando se ve obligada a doblarse por debajo de Norteamérica. La placa puede doblarse fácilmente debajo de Oregón o debajo del suroeste de Columbia Británica, donde la zona de subducción es recta, pero al tratar de doblarse debajo del arco curvo debajo de Washington, se acumulan tensiones internas que generan terremotos.
Este “problema de esquina” explica la distribución de los sismos de losa debajo de Puget Sound, pero no en el suroeste de Columbia Británica. Los sismos de losa ocurren allí en dos zonas, a pesar de que la placa Juan de Fuca descendente allí es relativamente recta. Una zona es una continuación hacia el norte de la zona profunda de Puget Sound, y se apaga cerca de Vancouver (Figura 5-1). La otra zona se encuentra debajo de la costa oeste de la isla de Vancouver y tiene muchos sismos (Figura 5-9). Leiph Preston y Ken Creager de la Universidad de Washington han encontrado sismos en esta zona occidental tan al sur como al suroeste de Washington. Estos sismos tienden a ocurrir en el manto oceánico de la Placa Juan de Fuca mientras que los sismos de la zona oriental son más probables en la corteza oceánica de Juan de Fuca (Figura 2-5).
¿Por qué la losa debería tener sismos debajo de la zona de subducción recta en Columbia Británica, pero no la zona de subducción recta en Oregón? Los sismólogos del Pacific Geoscience Centre en Sidney, B.C., se apresuran a decir que “realmente no sabemos”. La zona más profunda de alta sismicidad puede corresponder a un aumento descendente en la caída de la losa subductora debajo de la isla de Vancouver y la costa continental, produciendo una curva en la losa (Figura 5-9). La zona debajo de la costa oeste de la isla de Vancouver puede corresponder a una curva menos profunda, pero los sismólogos no están de acuerdo en este punto.
Hemos asumido que Oregon tiene un peligro por los sismos de losa, al igual que Washington, a pesar de que no ha tenido ningún terremoto de losa grande en tiempo histórico, con la posible excepción del terremoto de 1873 cerca de la frontera con California, considerado más abajo. Quizás los sismos de Puget Sound se encuentran en un cúmulo temporal, un aumento en los sismos de losa durante casi un siglo, y en algún momento futuro, Oregon podría tener un cúmulo similar. Pero no sólo Oregon carece de grandes sismos de losa, también esencialmente tampoco tiene pequeños, mientras que estos son abundantes en el oeste de Washington y en el norte de California (Figura 5-1). Es difícil explicar la falta de sismicidad de losa diciendo que la losa está completamente bloqueada, porque los sismos más al norte están ampliamente distribuidos y no se localizan en unas pocas fallas dentro de la losa. Ivan Wong de URS Greiner Associates (2005) sugiere que la losa de Oregón es más joven que en Washington, y la tasa de convergencia entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte puede ser más lenta que en Washington. Además, la corteza del oeste de Oregón está sustentada por el basalto de Siletzia, el cual, como se indicó anteriormente, mantiene la temperatura de la placa Juan de Fuca subyacente demasiado caliente para generar sismos de losa. Wong también volvió a analizar el terremoto de Brookings de 1873, que anteriormente se creía que ocurrió en la Placa Juan de Fuca, y concluyó que este sismo era cortical, como sismos similares en el norte de California. La implicación de las observaciones de Wong es que el oeste de Oregón enfrenta peligros de la zona de subducción y terremotos en la corteza, pero a diferencia del oeste de Washington, no enfrenta un peligro de la Placa Juan de Fuca. No obstante, esta idea es especulativa, y no lo suficientemente confirmada para que los orégonos se relajen y no se preocupen por sismos de losa como los de Washington.
Otro misterio es que dondequiera que la losa profunda sea sísmicamente activa, la corteza continental suprayacente también está activa. La sismicidad de la corteza es alta debajo de Puget Sound donde la sismicidad de la losa es alta. En el norte de California, tanto la Placa Gorda como la corteza continental suprayacente y adyacente se caracterizan por frecuentes sismos. En la isla de Vancouver, los mayores sismos corticales ocurrieron en la proyección onshore de la falla de transformación de Nootka, y se caracterizaron por fallas de deslizamiento de huelgas laterales izquierdas, tal como lo son los sismos en la Falla Nootka.
Si nuestras especulaciones sobre un origen de flexión para la localización de la sismicidad son correctas, no debería haber relación entre los sismos en la losa y los sismos en la corteza. Sin embargo, parecen estar atados de alguna manera, a pesar de que las zonas de sismicidad en la corteza norteamericana y en la Placa Juan de Fuca generalmente están separadas por una corteza inferior que es demasiado caliente y dúctil para producir sismos (Figura 5-9). Estas preguntas, que ahora están siendo abordadas por sismólogos en Canadá y Estados Unidos, son de importancia práctica porque inciden en estimaciones de peligros en el noroeste del Pacífico y la región Vancouver-Victoria.
En resumen, los tres sismos de losa más grandes en la región de Puget Sound se caracterizaron por áreas muy grandes de intensidad VII, pero sólo el sismo de 1949 tuvo un área muy grande de intensidad VIII. No hubo áreas de mayor intensidad, como cabría esperar para sismos corticales de la misma magnitud, probablemente debido a la mayor distancia desde la fuente hasta la superficie del suelo. A diferencia de los sismos corticales, los sismos de losa de Puget Sound, incluidos los sismos de Puget Sound de 1939 y 1946, carecían de réplicas significativas. Un profundo terremoto frente a la costa oeste de la isla de Vancouver el 16 de diciembre de 1957, con M 5.9, solo tuvo una réplica, y las intensidades registradas no fueron muy superiores a la III. El terremoto de Nisqually tuvo cuatro réplicas en las dos semanas siguientes.
A pesar de que los sismos de losas bajo el oeste de Washington han causado la mayor parte del daño y pérdida de vidas en el noroeste del Pacífico, la conclusión general es que la Placa Juan de Fuca bajo el borde del continente norteamericano no es capaz de almacenar suficiente energía de tensión para producir sismos mucho más grande que el evento M 7.1 de abril de 1949 bajo Puget Sound. Pero la placa bajante, cubierta como lo es por la corteza continental, todavía no es lo suficientemente conocida como para hacer esta declaración con mucha confianza.
Sugerencias para una lectura adicional
Preston, L. A., K. C. Creager, R. S. Crosson, T. M. Brocher, y A. M. Tréhu. 2003. Terremotos intraslab: Deshidratación de la losa de Cascadia. Ciencia, v. 302, p. 1197-1200.
Rogers, A.M., T. J. Walsh, W. J., Kockelman, y G. R. Priest, eds. 1996. Evaluación de riesgos sísmicos y reducción del riesgo en el noroeste del Pacífico. U.S. Geological Survey Professional Paper 1560, 306 p.
Personal de la Red de Sismógrafos del Noroeste del Pacífico. 2001. Informe preliminar sobre el terremoto MW = 6.8 Nisqually, Washington del 28 de febrero de 2001. Letras de Investigación Sismológica, v. 72, p. 352-61.
Thorsen, G. W., compilador. 1986. Los sismos Puget Lowland de 1949 y 1965.Washington División de Geología y Recursos Terrestres, Circular Informativa 81, 113 p.
División de Geología y Recursos Terrestres de Washington. 1999. 2 de julio de 1999, sismo Satsop. Washington Geology, v. 27, núm. 2/3/4, p. 28-29. Incluye una cuenta de John Hughes de The Daily World, Aberdeen.
División de Geología y Recursos Terrestres de Washington. 2001. Problema sísmico de Nisqually. Washington Geology, v. 26, núm. 3, p. 2-21.
Wong, I.G., 2005, Bajo potencial para grandes sismos intraslab en la zona central de subducción de Cascadia: Boletín Sismológico de la Sociedad de América, v. 95, p.1880-1902.