2.3: Sismos en la corteza- Más cerca de casa

“Se ríen y juegan en el tranquilo pueblo portuario
Tan inconscientes del peligro que rodea
Livin' en la línea de falla
Livin' en la línea de falla.
Nadie puede correr cuando finalmente se cae
Nadie sabe lo que se está agitando bajo tierra
Livin' en la línea de falla
Livin' on the línea de falla.

Hermanos Doobie

1. Introducción

Hemos escuchado las malas noticias con respecto al próximo gran sismo de zona de subducción, pero hay una pequeña noticia buena. Con base en el borde de la zona ETS, al oeste de la cual la zona de subducción está actualmente bloqueada, es probable que el epicentro esté en alta mar o cerca de la costa: a más de 50 millas de Portland, a cien millas de Seattle y un poco más lejos de Vancouver (Figura 4-25). Esto significa que debido a la atenuación, las ondas sísmicas serán más pequeñas cuando lleguen a los principales centros de población que cuando golpeen la costa.

Figura 6-1. Fallas cuaternarias del oeste de Washington (líneas discontinuas pesadas). Las fallas con líneas continuas son fallas inversas importantes, probablemente no activas, con flechas hacia el lado de la pared colgada. Las fallas de Seattle y Tacoma son generalmente de tendencia este y están cerca de las ciudades por las que se les nombra. La falla que golpea al noroeste-sureste es la falla Southern Whipbey Island, que se extiende desde el sureste de Victoria, B.C., al suroeste de Everett, y hasta las estribaciones de las Cascades. La falla Olympia también golpea noroeste-sureste.

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Figura 6-2. Mapa del lago Washington, bordeando la ciudad de Seattle en el este, ubicando importantes deslizamientos de tierra y bosques hundidos (patrón de puntos gruesos). Las líneas discontinuas que se extienden a través de la mitad sur del lago son posibles rastros de la falla de Seattle. Los círculos sólidos son sitios de núcleo de pistón que están correlacionados en la Figura 6-5. Modificado de Robert Karlin, Universidad de Nevada Reno, y Sally Abella, Universidad de Washington

Pero aún hay más malas noticias. La corteza continental directamente debajo de Seattle, Tacoma y Portland tiene su propio problema sísmico. La Figura 6-1 muestra fallas potencialmente activas en la región Puget Sound. Los sismos dentro de la corteza serían mucho más pequeños, para estar seguros. El mayor terremoto histórico de la corteza, de magnitud 7.3, azotó una zona escasamente poblada en el centro de la isla de Vancouver en 1946. Tres sismos en Oregon en 1993 sirvieron como llamadas de atención: el Scotts Mills “Spring Break Quake” de M 5.6 cerca de Salem, y dos sismos al oeste de Klamath Falls de M 5.9 y 6.0. El terremoto de Scotts Mills resultó en pérdidas de más de 28 millones de dólares, incluyendo daños en la rotonda en el Capitolio del Estado en Salem.

La figura 6-2 muestra los grandes terremotos en el noroeste del Pacífico desde 1833 hasta 2001, todos los cuales rompieron la corteza continental, la corteza oceánica de la Placa Juan de Fuca o la Placa Gorda en alta mar, o la corteza oceánica de la Placa Juan de Fuca debajo del continente en el oeste de Washington.

Nuestros sismos históricos han sido problemáticos, particularmente para las comunidades afectadas, pero no han sido grandes desastres como los sismos de Northridge o Kobe. Pero se han encontrado pruebas de otros sismos, más ominosos, prehistóricos que, si sucedieran hoy, resultarían en pérdidas catastróficas para la región de Puget Sound. Nuestra historia comienza en Seattle y un terremoto que tuvo lugar hace mil quinientos años, poco antes de la época de la conquista normanda de Gran Bretaña. Los detectives que descubren evidencias de este terremoto son paleoseismólogos, practicando su nuevo campo de identificación de sismos por su firma geológica. La falla que descubrieron se extiende de este a oeste a través del centro de Seattle, debajo de los bienes raíces más caros del noroeste del Pacífico.

2. Bosques ahogados, costas elevadas y la falla de Seattle

Cuando se bajó el nivel del lago Washington en 1916 para dar cabida al canal de barcos del lago Washington, los navegantes notaron algo extraño debajo de la superficie del lago. ¡Árboles muertos! En posición de crecimiento, bajo el agua, como fantasmas silenciosos (Figura 6-2). En 1919, más de 175 de ellos, principalmente el abeto Douglas, fueron retirados como peligros de navegación. Pero aún quedaban suficientes de ellos para que en 1991 se intentara la tala de salvamento, utilizando una barcaza y una grúa para levantar los troncos de los árboles desde el suelo del lago (Figura 6-3). Se encontró que la madera estaba en sorprendentemente buena forma.

Figura 6-3. Tronco de árbol dragado del lago Washington y fechado como 1,100 años de edad. Foto cortesía de Pat Williams, Lawrence Berkeley Laboratory

Una cuidadosa topografía submarina con sonar de barrido lateral reveló un bosque ahogado al noroeste de Kirkland cerca de la orilla oriental del lago, y otros dos frente a las costas sureste y suroeste de la isla Mercer. ¿Cómo llegaron los bosques? Los levantamientos del fondo del lago, junto con las observaciones de los buceadores, mostraron que los bosques se deslizaron hacia el lago como partes de deslizamientos gigantes. Los anillos en algunos de los troncos de árboles que fueron arrastrados para la tala se extendieron hasta la corteza (Figura 6-4), lo que permitió a Gordon Jacoby de la Universidad de Columbia (Fig. 4-15) demostrar que todos los árboles murieron en el otoño, invierno o principios de la primavera del mismo año, hace unos mil a once cientos años . Se encontraron más deslizamientos de tierra en el lado sur de Union Bay y en el extremo norte de la isla Mercer. Pero, ¿qué desencadenó los deslizamientos de tierra y por qué sucedieron todos a la vez?

Figura 6-4 Anillos de árboles de un árbol de 1.100 años dragado del fondo del lago Washington. La zona oscura en la parte superior es la corteza. Cada par de anillos claros y oscuros representa un crecimiento anual de un año. Foto de Gordon Jacoby, Universidad de Columbia

Para responder a esta pregunta, Bob Karlin de la Universidad de Nevada-Reno y Sally Abella de la Universidad de Washington tomaron muestras de núcleos de sedimentos que se han ido acumulando en el fondo del lago desde hace más de trece mil años, tras el derretimiento de una gran capa de hielo del Pleistoceno que cubría Puget Suena tan al sur como Olimpia. Una capa de ceniza en muchos de los núcleos provino de la catastrófica erupción volcánica en el Lago del Cráter que se sabía que tuvo lugar hace 7,700 años. Los núcleos de sedimentos contienen polen fósil, proporcionando información sobre las condiciones cambiantes en las tierras que rodean el lago, así como el cambio climático desde la Edad de Hielo (Figura 6-5). A partir de la década de 1880, el polen cambia abruptamente de abeto Douglas a aliso, evidencia de tala sistemática y la deforestación constante del oeste de Washington a partir de esa época. Este sedimento también proporciona evidencia del descenso del nivel del lago cuando se inauguró el Canal de Buques en 1916.

Karlin y Abella encontraron una capa de sedimentos inusualmente conspicua entre el lecho de cenizas del Lago del Cráter y la inundación de polen de aliso cuando comenzó la tala de los bosques de hoja perenne (Figura 6-5). Esta capa fue depositada por un flujo de sedimento turbio, una versión en miniatura de los flujos de sedimentos que fueron generados por los sismos de la Zona de Subducción de Cascadia y transportados por los grandes cañones submarinos en la vertiente continental, como se discute en el Capítulo 4. Al correlacionar las propiedades magnéticas de los sedimentos de núcleo a núcleo (Figura 6-5), Karlin y Abella determinaron que esta capa de sedimentos se depositó hace unos once cientos años, aproximadamente al mismo tiempo que los deslizamientos llevaron los bosques al fondo del lago Washington. ¿Podrían tener el mismo origen la capa sedimentaria y los deslizamientos de tierra?

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Figura 6-4 Anillos de árboles de un árbol de 1.100 años dragado del fondo del lago Washington. La zona oscura en la parte superior es la corteza. Cada par de anillos claros y oscuros representa un crecimiento anual de un año. Foto de Gordon Jacoby, Universidad de Columbia

Un elemento de video ha sido excluido de esta versión del texto. Puedes verlo en línea aquí: http://pb.libretexts.org/earry/?p=120 Figura 6-6. a) Mapa del área de West Point de Magnolia Bluff, Seattle, ubicando la excavación representada en la Figura 6-6b (línea pesada). Plano de marea arenoso expuesto solo en marea muy baja. Discovery Park es una montaña sustentada por depósitos del Pleistoceno. (1 km = 0.62 millas)

Figura 6-6b. Tronco de muros de excavación para línea de alcantarillado. Los cuadrados sombreados localizan muestras para fechas de radiocarbono, las cuales se dan en radiocarbono años antes de 1950 d.C., con barras de error de laboratorio ± 50 a 80 años. Los depósitos de playa de al menos dos mil años de antigüedad contienen un basurero donde la gente había construido incendios y tirado proyectiles. Esto está cubierto por un depósito pantanoso que contiene tallos de pasto de pantano en posición de crecimiento; esto a su vez está cubierto por una lámina de arena depositada por un tsunami. La lámina de arena contiene un tronco de madera a la deriva de abeto Douglas radiocarbono fechado en 900-930 d.C. con anillos de árboles que indican que el árbol fue asesinado en la misma temporada que los árboles en los bosques hundidos del lago Washington. La lámina de arena está cubierta por depósitos planos de marea similares a los expuestos hoy solo en marea muy baja. Esto indica un hundimiento repentino del suelo en aproximadamente tres pies (un metro). Los depósitos planos de marea están cubiertos por otro depósito pantanoso similar al que se conserva debajo de la lámina de arena; este pantano persistió hasta el siglo XX, cuando estaba cubierto por relleno artificial. Foto de Robert L. Schuster, USGS. Modificado de Brian Atwater y A. L. Moore, USGS.

La siguiente pista en la historia de detectives vino de la orilla de Puget Sound, cerca del faro de West Point, en Discovery Park en el distrito de Magnolia de Seattle (Figura 6-6a). Los trabajadores allí estaban excavando para una línea de alcantarillado cuando encontraron un sitio arqueológico inusual: una playa antigua donde los primeros habitantes habían construido incendios y tirado proyectiles. El depósito de la playa estaba cubierto por un depósito de pantano de pasto salino, que a su vez estaba cubierto por una capa de arena que contenía un tronco de madera flotante de abeto Douglas (Figura 6-6b). Brian Atwater del USGS fue llamado, y concluyó que la arena y el tronco de madera flotante fueron depositados por una gran ola, o tsunami. Las fechas de radiocarbono de alta precisión de las capas externas del tronco de madera a la deriva son d.C. 900-930, cercanas a la edad de la capa de arena circundante, de ahí la edad del tsunami que la depositó. El depósito pantano podría haber sido repentinamente derribado por un terremoto, como los depósitos pantanosos que Atwater había estado estudiando en la costa de Washington. Un depósito similar de arena de tsunami fue descubierto al norte en Cultus Bay, en el extremo sur de la isla Whipbey. Los depósitos de arena fueron fechados y se encontró que habían sido depositados por un tsunami hace mil a once cientos años, aproximadamente al mismo tiempo que los deslizamientos de tierra y la capa de sedimentos en el lago Washington.

Atwater le pidió a Gordon Jacoby que mirara los anillos de los árboles en el tronco de madera a la deriva. Jacoby descubrió que el patrón de anillos de árboles combinaba perfectamente con los anillos de los árboles de los bosques hundidos del lago Washington: ¡la misma temporada del mismo año! Eso significó que el tsunami en Puget Sound y los deslizamientos de tierra en el lago Washington sucedieron al mismo tiempo. ¿Qué podría causar ambos eventos? La explicación más lógica: ambas fueron desencadenadas por un solo gran terremoto. Pero se descartó un sismo de zona de subducción: estas características estaban demasiado lejos al este.

En tanto, Bob Schuster del USGS trabajaba en el sureste de la Península Olímpica, mirando árboles muertos que habían sido ahogados en lagos de montaña represados por deslizamientos de rocas (Figura 6-7). Las fechas de radiocarbono de estos árboles ahogados indican que tres o cuatro de cada seis desprendimientos de rocas que estudió podrían haberse depositado al mismo tiempo, entre mil y trecientos años atrás. No han ocurrido deslizamientos de rocas tan grandes en tiempos históricos, ni siquiera durante el sismo de magnitud 7.1 que azotó a Puget Sound en 1949. Schuster concluyó que los deslizamientos de rocas podrían haber sido provocados por temblores que acompañan a un gran terremoto de mucha mayor intensidad que el terremoto de 1949.

Figura 6-7. Obstenes ahogados rompiendo la superficie del lago Jefferson en el sureste de la Península Olímpica a bajo nivel de agua. La presa de avalancha rocosa, parcialmente cubierta por un bosque moderno, forma la orilla lejana del lago. Tenga en cuenta los grandes cantos rodados en la punta de la avalancha de rocas en la orilla del lago a la derecha.

Más al oeste, Brian Atwater estaba estudiando el sedimento en la desembocadura del río Copalis, al norte de Grays Harbor en el lado suroeste de la Península Olímpica. Esto fue parte de su trabajo sobre las marismas costeras del Pacífico abrumadas por el hundimiento que acompaña a los sismos de la zona de subducción. Por cierto, tal como lo había encontrado en otras marismas costeras, los suelos enterrados eran consistentes con el hundimiento repentino, salvo uno, que no mostraba evidencia de hundimiento y era único en el sentido de que iba acompañado de arena que brotó de una fisura de varios cientos de pies de largo. El suelo era más antiguo que las marismas enterradas relacionadas con el último sismo de la zona de subducción; entre nueve y trecientos años en lugar de trescientos años. Quizás la arena ventilada podría haber acompañado un terremoto en la corteza.

¿Todas estas características fueron formadas por el mismo sismo hace unos mil quinientos años? Si lo fueran, ¿podría identificarse la falla que produce el sismo? A Bob Bucknam del USGS se le ocurrió una falla candidata que previamente había sido identificada por Howard Gower y Jim Yount, también del USGS. La evidencia fue encontrada en Restoration Point, que sobresale en Puget Sound en el extremo sur de la isla de Bainbridge, a la vista de los altos edificios de oficinas del centro de Seattle (Figura 6-8). Por encima de las actuales piscinas de marea en la plataforma marina moderna se encuentra una plataforma marina más antigua, inclinada hacia el mar, que había sido levantada repentinamente hasta veintiún pies en algún tiempo entre cinco y diecisiete cientos años atrás, basada en la datación por radiocarbono. A pocas millas al norte, cerca del ferry que aterriza en Winslow, sedimentos de la misma edad mostraron evidencia de hundimiento. ¿Podría la diferencia en el levantamiento ser señales de que la falla identificada por Gower y Yount ha elevado el Punto de Restauración y derribado el lugar de aterrizaje del ferry Winslow?

Fig. 6-8. Punto de restauración, extremo este de la isla Bainbridge, al oeste del centro de Seattle. La plataforma moderna de corte ondulado está superpuesta por una plataforma más alta que se elevó hasta 21 pies en algún tiempo entre cinco y diecisiete cientos años atrás.

Al otro lado de Puget Sound en West Seattle, hay otra plataforma elevada en Alki Point muy similar a la de Restoration Point, pero más difícil de resolver debido a la presencia de casas. Y al norte en West Point en el Distrito de Magnolia, donde se encontraron el depósito del tsunami y el tronco de madera a la deriva en Discovery Park, el sedimento había disminuido (Figura 6-6b). Si la misma falla pasara entre Alki Point y West Point, tendería hacia el este, cruzando el centro de Seattle bajo el Viaducto Alaskan Way y cruzando debajo del lago Washington al norte del Puente Flotante. Bucknam llamó a esta estructura la Falla de Seattle (Figura 6-9).

Figura 6-9. La falla de Seattle. U significa lado derribado, D significa lado derribado. Triángulo vertical relleno: plataforma de marea elevada; triángulo relleno al revés: depósito mareo-pantano disminuido; círculo relleno: depósito mareo-pantano que no muestra evidencia de hundimiento; T: depósito de tsunami; cuadrado lleno: avalancha de rocas; cuadrado abierto: deslizamiento de tierra submarino en el lago Washington. Sillita Mt. E. Fallo identificado como activo por J. Wilson y R. Carson. Modificado de Robert Bucknam, USGS

La geología del lecho rocoso proporciona soporte para una estructura de tendencia este. El lecho rocoso se encuentra en la superficie en la parte sur de Seattle, incluyendo Alki Point, Seward Park, Rainier Valley, Beacon Hill y Newcastle Hills entre Renton e Issaquah, al este del lago Washington. Pero al norte, incluyendo West Point, donde se documentó el hundimiento, Gower y Yount habían encontrado que el lecho rocoso está enterrado a profundidades de dos a tres mil pies. Esto indicó que el hundimiento a largo plazo a lo largo de cientos de miles de años estuvo en la misma dirección que el hundimiento a través de la falla Seattle de Bucknam en ambos lados de Puget Sound.

Para una mirada más detallada a la estructura bajo la superficie del suelo, Bucknam y su colega, Sam Johnson, también del USGS, obtuvieron perfiles de reflexión sísmica adquiridos por la industria petrolera en la búsqueda de petróleo y gas en la zona de Puget Sound (Figura 6-10). Estos fueron complementados por estudios sísmicos marinos del USGS obtenidos por Tom Brocher a lo largo de las vías fluviales de Puget Sound desde las islas de San Juan hasta Olimpia y estudios de Rick Blakely del USGS sobre el campo magnético y gravitatorio de la Tierra en toda la región de Puget Sound. Estos estudios confirmaron que una falla de tendencia este cruza esta área sobre donde Gower, Yount y Bucknam predijeron que debería hacerlo. Desafortunadamente para nuestra búsqueda sísmica, no hay ninguna falla en la superficie. Bucknam y Johnson concluyeron que esta falla era “ciega”, es decir, nunca llegó a la superficie de la Tierra en Seattle (Figura 6-10). Al respecto, fue como la falla ciega bajo el Valle de San Fernando, California, que se rompió durante el terremoto de Northridge de 1994.

Fig. 6-10. Sección transversal de la falla de Seattle, lo que demuestra que el lado norte está descendido como parte de la cuenca de Seattle, y el lado sur se eleva, con roca rocosa cerca de la superficie. Esto es evidencia de que la deformación alrededor de 1100 años atrás fue parte de la deformación a largo plazo de la región de Seattle.

La evidencia indica que la falla de Seattle fue la fuente de un terremoto alrededor del 900-930 d.C. basado en la edad de radiocarbono de los anillos de árboles más externos del tronco de madera a la deriva en West Point. Esta falla se extiende desde la isla Bainbridge a través del centro de Seattle hasta el lago Washington y el lago Sammamish, donde se encontró otro bosque hundido (Fig. 6-9). El temblor que acompañaba al terremoto provocó que regiones boscosas próximas al lago Washington y el lago Sammamish se deslizaran hacia los lagos, y grandes desprendimientos de rocas en la Península Olímpica bloquearan varios valles montañosos, produciendo lagos. Durante el sismo, los terrenos se levantaron en Restoration Point y Alki Point y disminuyeron más al norte. La elevación del piso de Puget Sound generó una gran ola marina que golpeó la costa en Magnolia Bluff, en el extremo sur de la isla Whipbey, y en la desembocadura del delta del río Snohomish cerca de Everett. La cantidad de elevación en el Punto de Restauración condujo a una estimación de magnitud 7 para el sismo.

Si este sismo se repitiera hoy, las pérdidas serían catastróficas. La falla se extiende por debajo de los bienes raíces más caros del noroeste del Pacífico en una zona habitada por más de un millón de personas, muchas de las cuales viven en casas construidas antes del desarrollo de los modernos códigos de construcción sísmicos. A diferencia del sismo de magnitud 7.1 que azotó a Olimpia en 1949 que se originó a profundidades mayores de treinta millas, este sismo tendría su foco dentro de diez a quince millas de la superficie, por lo que el temblor sería mucho más intenso, comparable o mayor que el fuerte temblor del 1994 Northridge, California, y 1995 Kobe, Japón, sismos.

¿Los nativos americanos registraron el terremoto de la falla de Seattle hace once cientos años? Ruth Ludwin, de la Universidad de Washington, ha estado recopilando tradiciones orales incluyendo una historia sobre la serpiente cornuda, Psai-yah-Hus, un espíritu que vivió bajo tierra y causó deslizamientos de tierra y terremotos. Las ubicaciones de algunos de estos cuentos se alinean a lo largo de la falla de Seattle. Además, el origen del Paso Ágata en la isla de Bainbridge se ha atribuido a una batalla culminante entre la Serpiente Gigante y el poder espiritual del Jefe Kitsap, el Águila de Doble Cabeza.

3. Otras fallas activas en la región de sonido Puget

La alta sismicidad cortical de la región de Puget Sound es una pista de que debería haber fallas activas adicionales. La búsqueda de estas fallas enfrenta dos problemas. Primero, gran parte de la región está cubierta por densos bosques y maleza para que desde el aire, no se puedan ver pequeños accidentes geográficos como escarpes de fallas como se podría hacer en el semiárido este de Washington. Segundo, la región fue enterrada por hielo glacial similar al que se encontró hoy en Groenlandia hace tan poco como hace 14 mil años. Durante el avance y retroceso del glaciar, la deposición y la erosión borraron sutiles características tectónicas, eliminando cualquier evidencia de fallas activas más antiguas que el último Pleistoceno.

Figura 6-11. La región Puget Sound consiste en cuencas (líneas finas y discontinuas con marcas de garrapatas) llenas de sedimentos blandos del Cuaternario que tienden a amplificar las ondas sísmicas; estas incluyen la cuenca de Tacoma, la cuenca de Seattle, la cuenca Everett y la cuenca de Port Townsend. Las cuencas están delimitadas por fallas (líneas punteadas), algunas de las cuales están activas (líneas continuas pesadas) basadas en imágenes LiDAR y evidencia geológica superficial de que cortan depósitos del Cuaternario tardío. Líneas curvas con flechas marcan los caminos de lahares (flujos de lodo volcánicos) que han recorrido valles desde el Monte Rainier. DDMF, Darrington-Devils Mountain Falla; SF, Seattle Falla; SWIF, Southern Widbey Island Fault; TF, Tacoma Falla. Basado en el trabajo de USGS

Figura 6-12. Imagen LiDAR de la falla Toe Jam Hill en el extremo sur de la isla de Bainbridge. En contraste con la falla de Seattle, la escarpa de la Falla Toe Jam Hill mira hacia el sur. La terraza marina levantada por el movimiento en la falla de Seattle más al norte no se ve compensada por la falla Toe Jam Hill. La escarpa de falla se superpone sobre surcos lineales en la topografía formada por los glaciares del Pleistoceno. Imagen cortesía de Ralph Haugerud y Brian Sherrod, USGS

Sin embargo, en la década de 1970, antes del descubrimiento de la falla de Seattle, Joseph Wilson, un estudiante graduado de la Universidad Estatal de Carolina del Norte en Raleigh, y Bob Carson de Whitman College en Walla Walla, Washington, encontraron evidencia de cuatro fallas en el sureste de la península olímpica entre el lago Cushman y Hood Canal con evidencia de desplazamiento del Cuaternario Tardío. La datación por radiocarbono muestra que el último movimiento en uno de ellos, la falla de Saddle Mountain East, tuvo lugar hace alrededor de 1,240 años.

El contorno tectónico general de la región Puget Sound elaborado en la década de 1980 por Howard Gower y James Yount del USGS (Figura 6-1) mostró otras fallas además de la que marca el límite entre un área elevada en el sur de Seattle y el sur de la isla de Bainbridge y una gruesa cuenca de sedimentos jóvenes a la norte, que más tarde se llamaría la Falla de Seattle y la Cuenca de Seattle. En la década de 1990, Sam Johnson, Tom Brocher, Rick Blakely y sus colegas del USGS describieron otras cuencas: la Cuenca Tacoma al sur y las cuencas Everett y Port Townsend al norte. Propusieron que varias de estas cuencas estaban delimitadas por fallas activas (Figura 6-1).

Para convencer a escépticos como yo que pensaban que, a excepción de la falla de Seattle, no se había hecho el caso de fallas activas, se necesitaban más pruebas. Fue necesario separar el velo oscurecido del denso bosque de segundo crecimiento que cubrió sutiles escarpas de fallas que podrían haberse formado desde que los glaciares se derritieron.

La solución vino de LiDAR (Li ght D etection A nd R anging), un nuevo método de obtención de imágenes del suelo mediante un rayo láser reflejado por un espejo giratorio en un avión ligero para penetrar en el dosel de los árboles. Un vuelo LiDAR había sido encargado por el Distrito de Servicios Públicos de Kitsap para estudiar la infiltración y escorrentía de aguas subterráneas en la isla de Bainbridge. Al norte de Toe Jam Hill, en el extremo sur de la isla, las imágenes de la encuesta encontraron una sorpresa inesperada: una escarpa de falla de tendencia este-oeste que se conoció como la falla de Toe Jam Hill (Figura 6-11). Las trincheras retroexcavadoras a través de la escarpa de falla (Figuras 6-12, 6-13) revelaron evidencia de no sólo un terremoto hace unos mil quinientos años, sino de tres y posiblemente cuatro sismos entre veinticinco cientos y mil años atrás. El sismo más reciente es probablemente el que elevó Punto de Restauración en 900-930 d.C. La escarpa de la Falla Toe Jam Hill mira hacia el sur, en dirección opuesta a la ciega de Seattle Falla hacia el norte, lo que sugiere que la falla de Toe Jam Hill cruza la falla de Seattle a poca profundidad y es secundaria a ella (Figura 6-10).

Fig. 6-13. Se describe la excavación de trincheras en la falla Toe Jam Hill en la isla Bainbridge. Fuente: USGS.

Encuestas LiDAR más recientes han encontrado escarpes adicionales de fallas posglaciales en Toe Jam Hill (Figura 6-11), en una falla al sur de las Fallas de la Montaña Darrington-Devils, en la Falla Tacoma, y en el sureste de la Península Olímpica, donde Wilson y Carson habían trabajado (Figura 6-1). También se encontraron escarpes de fallas posglaciales en el margen norte de las Montañas Olímpicas, y al oeste de la Falla Toe Jam Hill en la península de Kitsap. La falla Southern Whipbey Island (SWIF, Figura 6-1), que llega a tierra al sur de Everett, sufrió un desplazamiento de uno a dos metros en la isla Whipbey hace tres mil años. Esta falla puede ser la falla activa más larga en la región de Puget Sound, posiblemente capaz de un terremoto incluso mayor que el propuesto para la falla de Seattle. Se rastrea hacia el sureste hasta las estribaciones de Cascade, y puede influir en la ubicación de Snoqualmie Falls. El metro de Seattle construyó una planta regional de tratamiento de aguas residuales a través de la falla en el sur del condado de Snohomish al norte de Woodinville, a pesar de las protestas de los propietarios que viven cerca. Es probable que la tasa de deslizamiento sea baja en comparación con la zona de subducción, reduciendo así la probabilidad de que se rompa durante la vida de la planta de tratamiento.

Fig. 6-14. Tronco de muro oeste de la trinchera Toe Jam Hill que muestra la escarpa de falla (Figura 6-10) y varias hebras de falla con evidencia de sismos adicionales además del evento de hace 1100 años. El recuadro muestra la pared este de la trinchera en la falla Toe Jam Hill, invertida para facilitar la comparación con la pared oeste. Fuente: USGS.

En el delta del río Snohomish cerca de Everett, Joanne Bourgeois de la Universidad de Washington y Sam Johnson del USGS encontraron evidencia de al menos tres sismos y un tsunami. El depósito del tsunami parece estar relacionado con el sismo en la falla de Seattle en 900-930 d.C. El terremoto más reciente está fechado entre 1430 y 1640 d.C., más joven que cualquier otro terremoto en las tierras bajas de Puget identificado por la paleosismología y no demasiado antes que el registro histórico. La arena ventilada encontrada por Steve Obermeier del USGS en depósitos sobre la orilla de ríos cerca de Centralia, Washington, parece estar relacionada con un terremoto en la corteza al sur de Puget Sound, pero no se ha identificado la fuente de falla superficial para este sismo.

Puget Sound ha sido blanco de estudios enfocados de fallas activas en parte porque ahí es donde viven las personas que están en riesgo. ¿Es probable que encontremos una concentración similar de fallas activas en otro lugar? La alta sismicidad cortical del Puget Sound y la región del Estrecho del sur de Georgia sugiere que esta región es especial. La confirmación viene de la red GPS, que ya había confirmado los datos anteriores de levantamiento geodésico terrestre de que la mayor parte de la compresión es norte-sur. Stephan Mazzotti, del Centro de Geociencias del Pacífico, encontró que existe un acortamiento cortical activo entre el extremo sur de Puget Sound cerca de Olimpia y el Estrecho de Juan de Fuca tan al norte como Victoria. Si se saca la deformación elástica que marca la acumulación hacia el siguiente terremoto de la Zona de Subducción de Cascadia, esta región se está apretando a aproximadamente un cuarto de pulgada (seis milímetros) por año. Entonces la respuesta es: sí, hay algo especial en la corteza más débil del noroeste de Washington.

¿Cuándo golpeará el próximo gran terremoto de la corteza? Se desconoce la respuesta a esta pregunta, pero ahora se pueden hacer algunas preguntas. Primero, la época alrededor del 900 d.C. debió haberse caracterizado por muchos sismos corticales violentos, quizás conduciendo a las historias de serpientes con cuernos de los nativos americanos. ¿Hubo solo un gran terremoto que se extendía desde el río Copalis hasta el lago Sammamish, o hubo un cúmulo de sismos? Los sismos registrados en la falla Toe Jam Hill y en el delta del río Snohomish sugieren un cúmulo de sismos. (Un ejemplo de un cúmulo histórico se encuentra en el oeste de Nevada, donde se produjeron grandes sismos en 1903, 1915, 1932, 1934 y cuatro en 1954, aunque el intervalo de recurrencia en cualquier falla dada allí se mide en miles de años.)

¿La falla activa de hace un milenio significa que pronto habrá más fallas en la corteza? No lo sabemos.

De vez en cuando, un sismo cortical de tamaño moderado golpea la región de Puget Sound. El 14 de abril de 1990, un sismo de magnitud 5.2 azotó cerca de la ciudad de Deming, al este de Bellingham. El 2 de mayo de 1996, un terremoto de magnitud 5.3 tuvo su epicentro a pocas millas al este del pequeño pueblo de Duvall, en las estribaciones de las Cascades al noreste de Seattle. Resultó en sólo daños menores, y su principal reclamo a la fama fue que provocó la evacuación del Kingdome durante un juego de béisbol de los Marineros de Seattle. El año anterior, el 28 de enero, un sismo de magnitud 5 azotó la región sur de Puget Sound al norte de Tacoma. Es probable que sismos como estos ocurran en cualquier parte al oeste de las Cascadas, aunque son más probables en la región de Puget Sound. Califican una historia periodística por un día más o menos, una historia que suele desprender un soplo de fatalidad inminente, pero sismos como estos hacen poco daño. Es imposible asignarlos a una falla específica.

Repasaremos el problema de pronosticar el próximo sismo cortical en el siguiente capítulo.

4. Terremotos y Volcanes en Cascada

El despertar del monte. Santa Elena comenzó el 20 de marzo de 1980, con un sismo de magnitud 4.2 seguido de un crescendo de sismos que se elevó a un pico el 27 de marzo, luego disminuyó en número a medida que se acercaba el tiempo de la erupción culminante. Muchos de estos sismos se debieron al paso del magma muy por debajo de la superficie y no a la ruptura de fallas. (Una comparación sería un estómago gruñido versus una rotura de palo). Un sismo de magnitud 5.1 en la mañana del 18 de mayo provocó el colapso del lado norte del volcán y una avalancha caliente que arrasó el valle del río Toutle. Además de la avalancha, un flujo de lodo (llamado por la palabra indonesia lahar) continuó por el valle y debajo del puente en la Interestatal 5, enterrando parcialmente casas en la localidad de Castle Rock. Al año siguiente, el sismo tectónico de Lago Elk de M 5.5 se caracterizó por fallas derechas laterales derechas. Este sismo fue parte de una banda lineal de sismos con tendencia norte-noroeste llamada Zona Sísmica de St. Helens en la que la mayoría de las soluciones del plano de falla del terremoto son deslizamientos de golpe lateral derecho. Esta zona sísmica no se ha correlacionado con una falla superficial conocida.

Más al norte, una banda de sismos con tendencia norte-sur se encuentra al oeste de la cima del monte. Rainier, icono de Seattle y Tacoma, exudando amenaza así como grandeza escénica. Mt. Rainier mostró signos de actividad eruptiva en el siglo XIX, y ha sido fuente de flujos de escombros e inundaciones de estallido glacial. Estos flujos se han limitado a la montaña misma, pero dos lahares prehistóricos arrasaron valles fluviales hacia áreas que ahora tienen grandes poblaciones (Figura 6-1). El más grande de estos, el Mudflow de Osceola, barrió el valle del río Blanco hace cuarenta y quinientos a cinco mil años y llegó a Puget Sound a más de sesenta millas de distancia. Hace quinientos años, un lahar más pequeño, el Electron Mudflow, corría por el valle del río Puyallup hasta llegar al pueblo de Orting, a treinta millas del volcán, en menos de treinta minutos. Las ciudades en riesgo de futuros flujos de lodo incluyen Auburn, Kent, Puyallup e incluso Tacoma. Algunas casas en estas ciudades se construyen directamente sobre estos depósitos de flujo de lodo.

El condado de Pierce, la región con mayor riesgo de lahares, ha desarrollado un sistema de alerta de lahar en cooperación con el Observatorio Volcán Cascada del USGS en Vancouver. Monitores de flujo acústicos especialmente diseñados en Mt. Rainier detectaría un lahar a medida que comienza. Esto desencadenaría una serie de sirenas a lo largo de los valles de los ríos Puyallup y Carbon alertando a los residentes para que sigan rutas de evacuación marcadas predeterminadas hacia terrenos más altos, fuera del camino del lahar. El tiempo entre la identificación del lahar y el sondeo de las sirenas de advertencia es inferior a dos minutos. Si vive en el camino de estos depósitos de flujo de lodo, comuníquese con el departamento de administración de emergencias del condado de Pierce para obtener

No se ha demostrado ninguna relación entre los sismos tectónicos y estos flujos de lodo. El terremoto del lago Elk de 1981 azotó la Zona Sísmica de St. Helens después de la erupción culminante, no antes. Sin embargo, es probable que los primeros signos de una futura erupción volcánica se registren en sismógrafos, como fue el caso del monte. Santa Helens en 1980.

5. La falla de Portland Hills

Hace dieciséis millones de años, grandes inundaciones de lava basáltica emitidas por fracturas de la corteza en el extremo oriental de Washington y Oregón y el oeste de Idaho y se vertieron a través de la meseta de Columbia en un amplio frente, rodeado solo por las Cascades, a través del cual la lava estalló en una inundación ardiente de más de veinte millas de ancho hasta entrar al norte del valle de Willamette y finalmente desembocar en el mar. Estas erupciones de lava no tienen contraparte en la historia humana. No se puede imaginar mirar hacia un frente avanzado de basalto fundido que se extiende de horizonte a horizonte, desde el río Columbia en Portland al sur hasta las colinas Waldo al este de Salem, Oregón, fluyendo más rápido de lo que uno podría montar a caballo, casi como agua. Esto ocurrió no sólo una vez sino decenas de veces a lo largo de varios millones de años.

Mucho después de que la lava basáltica se hubiera congelado en piedra, hace menos de cien mil años, hubo un tipo diferente de catástrofe. Durante el Pleistoceno, el interior de la Columbia Británica estaba cubierto por una vasta capa de hielo, como Groenlandia hoy, y los glaciares habían avanzado hacia el sur hacia el norte de Washington, represas del río Columbia y sus afluentes en Spokane para formar un enorme cuerpo de agua dulce, el Lago Glacial Missoula, que se extendía a través de Idaho a Montana, casi a la División Continental. Al final del Pleistoceno, los glaciares comenzaron a derretirse y retirarse, y la presa de hielo en Spokane se rompió repentinamente. El lago drenó primero bajo el hielo, luego flotó el techo de hielo y provocó que colapsara. El diluvio sembrado de iceberg resultante, que duró al menos una semana, drenó el lago Missoula, transportando brevemente más agua que todas las corrientes de la Tierra hoy en día.

Nada más en la Tierra coincidía con esta inundación apocalíptica de Missoula. El gran volumen de agua era demasiado para el valle del río Columbia, y el agua se precipitó a través de la meseta de Columbia, arrancando el rico suelo de Palouse y erosionándose hasta el basalto desnudo, formando un amplio páramo llamado las Scablands canalizadas. Los torrentes atronadores tallaron el Grand Coulee y Dry Falls y depositaron bancos de arena gigantes en el río Columbia debajo de Wenatchee, tan grandes que se pueden ver desde el espacio. Al igual que su predecesor basáltico millones de años antes, el agua fluyó a través de un amplio frente. El escenario del fin del mundo se repitió muchas veces a medida que la capa de hielo se retiraba, luego avanzaba, luego retrocedía, una y otra vez. La última vez fue hace unos doce mil años.

Las imágenes de satélite del área metropolitana de Portland muestran los efectos de estas inundaciones gigantes, recorriendo las bases de los volcanes del Pleistoceno y tallando cañones a través de las montañas basálticas, una ahora ocupada por el lago Oswego, un suburbio de Portland (Figura 6-11). Para el geólogo que busca fallas activas, el efecto es el mismo que el de la molienda de glaciares en Puget Sound: las inundaciones borraron cualquier evidencia de escarpes de fallas activas mayores de doce mil años tan al sur como Eugene.

Sin embargo, hay una característica que es difícil pasar por alto: la base en línea recta de Portland Hills en el centro de Portland (Figura 6-15). Las colinas están sustentadas por Columbia River Basalt, arqueadas hacia arriba en un anticlinal, que puede estar relacionado con el origen de Willamette Falls en la ciudad de Oregon. El difunto Marvin Beeson de la Universidad Estatal de Portland describió la estructura y falla de Portland Hills, que es más o menos paralela a la Zona Sísmica de St. Helens al norte y a la Falla Mount Angel al sur, ambas sospechosas de ser fallas derecha-deslizamiento lateral. Durante mucho tiempo faltó prueba de su actividad, aunque para los ejercicios de planeación de riesgos sísmicos, se asumió que era capaz de un sismo de magnitud mayor a 7, la falla más peligrosa de Oregón aparte de la falla de la zona de subducción.

Figura 6-15. Imagen topográfica generada por computadora del centro de Portland, Oregón, mirando al noroeste. Bandas curvas negras muestran el río Willamette y, en la parte superior derecha, el río Columbia. Los picos cónicos aislados son volcanes cuaternarios, los cuales no se sabe que representen un peligro volcánico. Las características topográficas bajas en Portland fueron fuertemente modificadas por las inundaciones de Missoula que recorrieron la zona hace quince mil a doce mil años. El frente de rango lineal de Portland Hills marca la posición de la falla de Portland Hills, que se ha demostrado que está activa con base en evidencia en Rowe Middle School y North Clackamas Park (sitio NCP). La falla de Portland Hills y la falla adyacente de East Bank al este y la falla de Oatfield al oeste se muestran como líneas continuas curvas; muestran que la estructura de Portland Hills ocupa una zona de fallas y no es una sola característica. Imagen cortesía de Ian Madin, Departamento de Geología e Industrias Minerales de Oregón

Ivan Wong de URS Greiner and Associates e Ian Madin del Departamento de Geología e Industrias Minerales de Oregón decidieron buscar la pistola humeante que mostraría si la falla está activa o no. Los estudios sísmicos a lo largo del río Willamette realizados por Tom Pratt del USGS y Lee Liberty de la Universidad Estatal de Boise proporcionaron indicios de que la falla corta los últimos depósitos de inundación del Pleistoceno Missoula. Estos depósitos distintivos están rítmicamente camados, con cada lecho depositado por una de las catastróficas inundaciones de Missoula en el último Pleistoceno. Un estudio sísmico detallado en el Parque North Clackamas al sureste de Milwaukie (NCP, ubicado en la Figura 6-14) proporcionó evidencia de que los depósitos inundables pueden deformarse. Entonces alguien se dio cuenta de una excavación de muro de retención en Rowe Middle School, no muy lejos de North Clackamas Park. En esta excavación, los depósitos inundables de Missoula están claramente plegados. La primera falla de Oregón al oeste de las Cascades podría ahora clasificarse como posiblemente activa.

Además, las excavaciones para una ampliación del Centro de Convenciones de Oregón mostraron depósitos de inundación de Missoula que son cortados por diques de arena, generalmente considerados formados por licuefacción, diagnóstico de origen sísmico. No obstante, ¿estos diques podrían haber sido producidos por un sismo de zona de subducción? ¿De alguna manera podrían estar relacionados con la enorme cantidad de agua que repetidamente cubrió la zona en el último Pleistoceno? El examen preliminar de las excavaciones alrededor de Portland sugiere solo un episodio de formación de diques de arena, sugiriéndome que se formaron durante un terremoto de alta intensidad en la corteza en lugar de sismos repetidos en la zona de subducción o episodios repetidos de inundaciones. Sin embargo, esto no es evidencia de “fumando arma”.

Estudios geofísicos de Rick Blakely y sus colegas en el USGS revelaron dos fallas adicionales paralelas a la falla de Portland Hills, la falla de East Bank siguiendo el lado este del río Willamette hasta el monte. Scott, un volcán Cuaternario inactivo, y la Falla Oatfield en la vertiente oeste de Portland Hills que se extiende hacia el sureste hasta el lago Oswego y Gladstone (Figura 6-14). Entonces, al igual que la falla de Seattle, la falla de Portland Hills es una amplia zona de fallas en lugar de una sola falla. No obstante, está mal ubicado, incluso en el centro de Portland.

Portland tiene una historia sísmica, con el mayor número de sismos registrados en cualquier lugar de Oregon. En parte se trata de un accidente de asentamiento temprano de la Cuenca de Portland. Un terremoto del 12 de octubre de 1877, resultó en intensidades tan altas como VII en Portland. Los sismos de menor intensidad se registraron en Portland el 3 de febrero de 1892, el 29 de diciembre de 1941 y el 15 de diciembre de 1953. El sismo mejor estudiado azotó el 5 de noviembre de 1962, con un epicentro cerca de Vancouver y una magnitud de 5.2 a 5.5. Este sismo causó daños menores, entre ellos chimeneas caídas y ventanas rotas.

6. Terremotos al final del sendero Oregon: Valle de
Willamette

Hace cincuenta millones de años, el noroeste de Oregón era una llanura costera baja, con la costa cerca del borde occidental del actual valle de Willamette, extendiéndose hacia el noroeste hacia Astoria hasta lo que algún día se convertiría en la Cordillera Costera. Al este de la costa, los ríos depositaron arena limpia, y en sus llanuras aluviales había amplios pantanos y marismas, como la costa tropical del Pacífico de Guatemala hoy. En los siguientes millones de años, la arena y los depósitos orgánicos de los pantanos fueron enterrados lentamente debajo de depósitos más jóvenes, y los materiales orgánicos comenzaron a convertirse en carbón y generar gas natural. Las capas de roca que contenían el carbón y la arena estaban inclinadas, plegadas y falladas. Al norte del río Columbia, los depósitos pantanosos enterrados de esta antigua costa tropical constituirían el principal recurso para una industria minera de carbón en el oeste de Washington. Al sur de la Columbia, el potencial económico de estos depósitos aún no se había realizado.

Cerca del pueblo forestal de Mist, Oregón, Chuck Newell tuvo un sueño. Como geólogo de Shell Oil Company y más tarde como consultor independiente, Newell había acumulado los arroyos cepillados y los áridos cortes claros de la cordillera de la costa norte, y poco a poco construyó una idea sobre la estructura geológica oculta. Tal vez el gas de los depósitos de pantano había migrado a la arena del río, ahora endurecido en arenisca. Tal vez había un campo de gas debajo de un amplio anticlinal levantado que Newell había mapeado debajo de la jungla de aliso y club del diablo de Coast Range.

Esto parecía una idea descabellada porque nadie había descubierto jamás cantidades comerciales de petróleo o gas en Oregón o Washington, a pesar de casi un siglo de exploración. Sin embargo, Newell convenció a Wes Bruer, su ex compañero de clase en la Universidad Estatal de Oregón y consultor geológico de Reichhold Chemical Company, de que el Mist Anticline podría contener cantidades comerciales de gas. Reichhold había comprado la planta de urea Phillips en St. Helens, Oregón, y la planta requirió alrededor de nueve millones de pies cúbicos de gas por día como materia prima para la producción de urea. En consecuencia, se persuadió a Reichhold para que perforara un pozo, y se descubrió el campo de gas Niebla. Durante la noche, Oregón tuvo una fuente local de gas natural, la primera en el noroeste del Pacífico.

Tan pronto como se corrió la voz, los corredores de arrendamiento se desplegaron por todo el valle de Willamette hablando con los cultivadores de semillas de pasto y los propietarios de madera. Camiones geofísicos tendieron cables y geófonos a lo largo de caminos rurales y pastizales para estudios sísmicos. Se perforaron pozos Wildcat en la región desde Hillsboro hasta Eugene.

Por desgracia, ya no había más yacimientos de gas Niebla, y el boom del petróleo y el gas se estrelló tan rápido como había comenzado. Pero quedaron atrás todos los levantamientos sísmicos y los registros de pozos de gato montés, que iluminaron por primera vez la compleja geología debajo de los huertos y viñedos del Valle de Willamette, tal como lo habían hecho para la región de Puget Sound al norte. Había pliegues y faltas, entre ellas una falla que se extendía a lo largo del pie norte de las Colinas Waldo al este de Salem, y otra que pasaba por debajo de la abadía benedictina en el Monte Ángel (Figuras 6-16 a 6-18). Estas fallas habían sido descubiertas en la búsqueda de petróleo y gas. ¿Podrían ser un peligro de sismo?

Figura 6-16. Mapa tectónico del norte del valle de Willamette, que muestra fallas (líneas con círculo relleno hacia el lado derribado) y pliegues: .anticlines (flechas alejadas de líneas finas), sinclinos (flechas orientadas hacia líneas delgadas), monoclines (flechas simples caras alejadas de líneas delgadas) mapeados basados en perfiles de reflexión sísmica y pozos exploratorios perforados en la búsqueda de petróleo y gas. MAF, Fallo de Monte Ángel. A pesar de que más tarde se culpó a la Falla del Monte Ángel por el terremoto de Scotts Mills de 1993, no está claro si las otras fallas o alguno de los pliegues están activos. Portland está justo al norte de la figura. De Yeats et al. (1996) y mapeo por Ken Werner

Figura 6-17. Mapa tectónico del valle sur de Willamette, utilizando un conjunto de datos similar al utilizado para la Figura 6-12. De Yeats et al. (1996) y mapeo por Erik Graven

Figura 6-18. Perfil sísmico de reflexión obtenido en la búsqueda de petróleo y gas en el Valle de Willamette. Las líneas horizontales son capas de roca debajo de la superficie que han sido compensadas por la falla del Monte Ángel. El diagrama inferior es idéntico al superior, excepto que contiene una interpretación geológica. Tc = Basalto del río Columbia; Ttl = sedimento más joven que llena el norte del valle de Willamette. Foto de Ken Werner, Universidad Estatal de Oregón, de Yeats et al. (1996)

Ken Werner, un estudiante graduado de la Universidad Estatal de Oregón, recolectó los estudios sísmicos y registros de pozos y mapeó una falla subsuperficial que se extiende desde Waldo Hills al noroeste debajo de Mount Angel hasta la ciudad de Woodburn cerca de la Interestatal 5. En 1990, mientras Werner trabajaba en su investigación de tesis, los sismólogos John Nábelek de la Universidad Estatal de Oregón y Steve Malone de la Universidad de Washington le contaron sobre una ráfaga de pequeños sismos que acababan de registrar debajo de Woodburn. Werner concluyó que estos sismos estaban relacionados con la falla subsuperficial del Monte Ángel (Figuras 6-16 a 6-18). En septiembre de 1992, Werner y sus colegas publicaron un artículo en Oregon Geology, una revista publicada por el Departamento de Geología e Industrias Minerales de Oregón, con un mapa de la falla y una discusión sobre el enjambre del terremoto de Woodburn. Desconocido para Werner, la tensión se había ido acumulando en la falla Mount Angel debajo de Waldo Hills al sureste de Woodburn y ya estaba cerca del punto de ruptura.La ruptura se produjo sin previo aviso seis meses después, a las 5:34 a.m. del 25 de marzo de 1993, diez millas debajo de las suaves colinas verdes al este del pueblo de Scotts Mills, en el borde este del valle de Willamette. En Molalla, ocho millas al norte del epicentro, José Alberto Núñez sintió el poderoso estruendo y observó como sus gabinetes de cocina se abrieron, esparciendo cristalería y platillos en el piso de la cocina. Para la tripulación nocturna en la tienda Safeway en Woodburn, quince millas al noroeste del epicentro, el terremoto fue una ola terrestre rodando bajo el piso, derramando mercancía pasillo por pasillo. Ricky Bowers cruzaba un puente en la carretera estatal 18 sobre el río Yamhill en Dayton, a veinticinco millas de distancia, cuando el puente saltó de sus soportes, lo que provocó que se estrellara contra la losa de concreto expuesta, soplando sus cuatro llantas. Afortunadamente, los estudiantes estaban de vacaciones de primavera en Molalla Union High School, un edificio de ladrillo no reforzado construido en 1925, donde se derrumbaron dos frontones en la fachada exterior. El momento del sismo evitó lesiones graves a los estudiantes, y los funcionarios escolares sólo tuvieron que preocuparse por dónde se impartirían las clases la semana siguiente. A una cuadra de la escuela, Philip Fontaine salió corriendo a su patio delantero, cargando a su hijo pequeño. “Los niños estaban todos gritando. Todo estaba temblando y no paraba”.

En el Monte Ángel, a diez millas al oeste, hubo grandes daños en el convento benedictino y centro de entrenamiento, la abadía benedictina, y la iglesia y escuela de Santa María.

Edificios comerciales en el distrito histórico del centro de Woodburn fueron duramente golpeados. Sharon Walsh, cuidadora de la Mansión Settlemier, de 102 años de edad, se encogió mientras la casa crujía y se agitaba, se agrietaba y se retorcía, y se preparaba para un colapso. José Núñez llegó a su consultorio en el Centro Médico Salud en Woodburn sólo para encontrarlo en un desastre, con un enorme agujero en el techo. En la localidad de Newberg, a veintiocho millas al noroeste del epicentro, al menos noventa edificios resultaron dañados.

El edificio del Capitolio del Estado en Salem, a veintiún millas de distancia, había sido declarado vulnerable a un sismo, con un precio por refuerzo sísmico de 4 millones de dólares. El Poder Legislativo optó por no actuar. El sismo produjo grietas en el interior de la rotonda, la cual se cerró indefinidamente. Se dañó la ignifugación de concreto en las vigas I de acero que sostenían el techo de las cámaras legislativas. En lo alto del Capitolio, la estatua de diez toneladas del Pionero Dorado se balanceó y se tambaleó, girando una decimosexta de pulgada, pero milagrosamente no cayó de su pedestal.

Los daños se estimaron en más de $28,000,000, con $4,500,000 solo al Capitolio del Estado. (¡El costo final de modernizar el Capitolio se estimó posteriormente en más de $67,000,000!) Sorprendentemente, no hubo muertes. Las lesiones se limitaron a las de la caída de vidrio y ladrillos y a algunos de los empleados de una gran tienda Walmart superados por los humos de botellas y latas de productos químicos de jardín que se habían estrellado contra el piso. Los edificios de mampostería no reforzados sufrieron una parte desproporcionada de los daños. El momento del sismo fue afortunado: temprano en la mañana durante la semana de vacaciones de primavera, evitando muertes en el edificio no reforzado de la Preparatoria Molalla. El afortunado momento le dio nombre al sismo: el Quake Spring Break. Las pérdidas habrían sido mucho mayores si el sismo hubiera azotado a una de las comunidades más grandes del Valle de Willamette en lugar de una zona rural en las estribaciones de las Cascadas.

El ex senador Ron Cese de Portland, miembro de la legislatura en ese momento, puede haberlo dicho mejor: ¡no poder caminar por debajo de la Rotonda en su camino al trabajo tuvo un efecto educativo en los legisladores de Oregón en términos de peligros sísmicos!

Como se muestra en las Figuras 6-16 y 6-17, hay otras fallas en el Valle de Willamette. La falla de Corvallis fue mapeada por Chris Goldfinger en el lado noroeste de la ciudad de Corvallis en colinas bajas planificadas para el desarrollo urbano. A pesar de esfuerzos considerables, ninguna de estas fallas puede demostrarse que desplace los depósitos del Holoceno (menores de diez mil años). En consecuencia, no podemos afirmar que estas fallas estén activas. Las fallas se pueden marcar en los mapas de áreas consideradas para el desarrollo urbano, y los desarrolladores, el gobierno local y los compradores potenciales pueden tomar una decisión sobre el potencial de ruptura de fallas. Si estaba considerando la compra de una casa nueva en el Valle de Willamette, ¿querría que el gobierno local le dijera que su casa estaría construida sobre o cerca de una falla mayor, aunque no se pueda decir que la falla estaba activa o no?

7. Suroeste de Columbia Británica

El norte de la isla de Vancouver simplemente no parece un país sísmico. La carretera al norte de Victoria pasa por pequeños pueblos a lo largo de la costa este de la isla; está bordeada de abetos, con impresionantes vistas del Estrecho de Georgia, las Islas del Golfo y, en un día despejado, los picos nevados de las montañas de la costa. El camino pasa por Courtenay hasta el río Campbell, pasando por pueblos pesqueros y campamentos madereros. Una rama de la carretera cruza la Meseta Prohibida y el Parque Provincial Strathcona en su camino hacia un fiordo solitario y azotado por la tormenta debajo del río Gold, en el lado del Océano Pacífico de la isla.

Esta región escasamente poblada fue la ubicación de los mayores sismos corticales en la breve historia registrada de la región de Cascadia, un evento de M 7.0 el 6 de diciembre de 1918 y un sismo mayor de M 7.3 el 23 de junio de 1946 (ubicado en la Figura 6-19).

Figura 6-19. Terremotos al noreste de la zona de falla Nootka y centro de la isla de Vancouver La zona de falla Nootka separa las placas Juan de Fuca y Explorer. Las parcelas de pelota de playa muestran que todos los sismos se debieron al deslizamiento lateral izquierdo; los sismos más grandes tienen pelotas de playa más grandes. Los sismos de 1918 y 1946 se produjeron en la corteza continental norteamericana. El sismo de 1946 fue el terremoto cortical más grande registrado en la región de Cascadia. QCF: Fallo Reina Charlotte.

El terremoto de 1946 produjo extensos daños en la chimenea en el río Campbell, Courtenay y Comox, y hubo muchos deslizamientos de tierra en las montañas y licuefacción y desplome de sedimentos costeros. A pesar de extensas áreas de intensidad VIII desde el río Campbell hasta Courtenay, solo una persona murió cuando su embarcación en Deep Bay se vio inundada por una ola, posiblemente generada por la caída de sedimentos en el agua.

El terremoto de 1918 golpeó a lo largo de la primitiva costa oeste de la isla de Vancouver, dañando el faro de Estevan Point, al sur de Nootka Sound. La zona de mayor intensidad estaba escasamente poblada, con pueblos pesqueros ampliamente dispersos accesibles solo por barco, y los daños fueron leves. El foco del sismo fue de unas diez millas de profundidad, y se registraron intensidades de hasta VI. Se sintió tan lejos como Seattle y la ciudad de Kelowna en el valle de Okanagan al este de las Cascades.

Los sismogramas de ambos sismos, registrados en estaciones distantes, muestran que el movimiento fue consistente con el deslizamiento de golpe lateral izquierdo en una falla de la corteza (o fallas) golpeando el noreste. Este es el mismo golpe que la Falla Nootka, una falla importante de transformación de huelga-deslizamiento lateral izquierdo en el fondo profundo del océano al oeste de la vertiente continental, falla que forma el límite entre la Placa Juan de Fuca y la Placa Explorador (Figura 6-19). Sin embargo, los sismos no se localizan directamente sobre la proyección terrestre de la Falla Nootka sino que se compensan a unas cuarenta millas hacia el este.

Las regiones más pobladas de Vancouver y Victoria experimentan bastantes sismos pequeños, lo que indica que la región es una continuación norteña de la corteza sísmicamente activa debajo de Puget Sound. Esto plantea un dilema para sismólogos como Garry Rogers, del Centro de Geociencias del Pacífico en Sidney, B.C., preocupados por estimaciones de peligros sísmicos en estas áreas. ¿Deberían Rogers y sus colegas considerar que sismos tan grandes como el evento de 1946, M 7.3, son posibles en Vancouver o Victoria, o en cualquier otro lugar de la corteza continental poco profunda del suroeste de Columbia Británica? ¿O deberían concluir que los grandes sismos corticales en el centro de la isla de Vancouver son parte de una zona que tiene un peligro sísmico inusualmente alto debido a su proximidad a la Falla Nootka en alta mar, reduciendo así la percepción de peligro para Vancouver y Victoria? Las respuestas a esas preguntas aún no están a la mano.

8. Este de Washington y noreste de Oregón

John McBride y su compañero, Jack Ingram, estaban en problemas con la ley. Los contemporáneos se referían a ellos como “rufianes fronterizos... sinvergüenzas que por pura maldición no podían sobresalir en ninguna parte de la frontera”, probablemente un cumplido en el territorio de Washington en 1872. Las cosas habían empezado bien; habían establecido el primer puesto comercial en Wenatchee. Pero fueron sorprendidos vendiendo licor a los indios, y esto hizo que los arrestaran en Yakima. Sobornaron al fiscal y fueron puestos en libertad, pero John McBride fue luego vuelto a arrestar por alguaciles federales en Walla Walla, y él depositó fianza. Él e Ingram habían vendido el puesto de comercio y vivían en una cabaña al oeste del río Columbia cerca del río Wenatchee mientras esperaban el juicio.

En las primeras horas de la mañana del 15 de diciembre de 1872, fueron despertados por un fuerte ruido, como si la estufa se hubiera caído. Al ponerse la ropa los tiraron al suelo, y se dieron cuenta de que estaban viviendo un sismo. Se dirigieron al puesto comercial de Wenatchee, a seis millas de distancia, donde encontraron a los nuevos dueños en estado de confusión, con sacos de harina arrojados y daños en el techo y troncos superiores de la cabaña y en la cocina. Grandes masas de tierra bajaron de los cerros, y las quebradas se llenaron de escombros. Un grupo de indios de Spokane se apiñó alrededor de los colonos blancos, gritando que el mundo estaba llegando a su fin.

Al norte, a lo largo del río Columbia, un niño indio de quince años, Peter Wapato, contó de un deslizamiento de tierra en Ribbon Cliff cerca de Winesap (actual Entiat) que represó el río Columbia durante varias horas. Este deslizamiento de tierra también fue reportado por los indios a una colona, Elizabeth Ann Coonc, acampó río abajo. Décadas después, el geólogo I. C. Russell del USGS describiría este deslizamiento de tierra en un lugar que se conoció como Punto de Terremoto. Los indios lo llamaron Punto Coxit (Roken-off).

Chilliwack y Lake Osoyoos, B.C., y Snoqualmie Pass y Kittitas Valley, Washington, reportaron intensidades de VII. Port Townsend, Seattle, Olympia, Vancouver, y Walla Walla, Washington, y Victoria, B.C., experimentaron intensidades de VI.

Un siglo después, el terremoto de 1872 fue objeto de grandes especulaciones debido a los planes para las centrales nucleares del Sistema Público de Suministro de Energía de Washington y Seattle City Light. El epicentro se ubicó de diversas maneras en las Cascades del norte, en las estribaciones occidentales de las Cascades del norte, incluso en Columbia Británica, con estimaciones de magnitud tan altas como 7.4. Bill Bakun del USGS y sus colegas utilizaron la distribución de reportes de fieltro para ubicar el epicentro cerca de Entiat y estimar la magnitud como MI 6.8 (ver Capítulo 3 y Figura 2-6a), lo que lo convirtió en el mayor terremoto histórico de la corteza en el noroeste del Pacífico a excepción de la isla de Vancouver.

No se ha encontrado ninguna falla en la fuente. El borde oriental de las Cascades del norte cerca del río Columbia continúa siendo fuente de pequeños sismos, incluido un terremoto de M 5-5.4 el 5 de agosto de 1951, cerca de Chelan. Si hay algo especial en la región del Entiat que debería hacer que sea más sismogénica que otras zonas, no se sabe de qué se trata.

El 25 de junio de 2001, Spokane fue sacudido por un terremoto de magnitud 3.7 muy superficial que fue seguido por varias réplicas que duraron hasta agosto. La distribución de las réplicas sugirió que se originaron en una falla llamada la falla Hangman o Latah Creek, aunque no se encontró ruptura superficial relacionada con estos sismos. Tales sismos son referidos como enjambre sísmico, en el que hay una serie de pequeños sismos más que un choque principal. Otro enjambre sísmico se registró en 1987 en la meseta de Columbia cerca de Othello, Washington, con más de doscientos eventos en un periodo de aproximadamente un año. Al igual que el sismo de 1872, estos no pudieron asignarse a una falla específica.

El terremoto más grande que azotó el noreste de Oregón sacudió el área de Milton-Freewater poco antes de la medianoche del 16 de julio de 1936 (Figura 6-20). A este sismo se le ha dado una magnitud tan alta como 6.1 y una intensidad máxima de VIII, aunque un estudio reciente le asignó una magnitud de intensidad de MI 5.1 a 5.5 e intensidades máximas de sólo VI. Fue precedido por dos foreshocks y seguido de muchas réplicas. Se reportaron daños en Milton-Freewater, Umapine, y Stateline, Oregon, y se sintió fuertemente en Walla Walla, Washington. Las chimeneas resultaron dañadas, las casas se retiraron de sus cimientos y se reportaron licuefacción y deslizamientos de tierra.

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Figura 6-20. Fallas en el noreste de Oregón en las inmediaciones del terremoto Milton-Freewater de 1936. Las áreas sombreadas representan tierras bajas llenas de sedimentos, incluyendo el Grande Ronde Graben delimitado por fallas y el valle Baker. Los círculos sólidos representan terremotos, siendo el círculo más grande el terremoto de Milton-Freewater. Este sismo golpeó cerca de la Falla Wallula, pero no hay evidencia de que esta falla rompiera la superficie durante el sismo. Esta área está clasificada como de riesgo sísmico relativamente bajo por el USGS. Fallas y sismos de Gary Mann, USGS

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Figura 6-21. (Arriba) Mapa tectónico de Yakima Fold Belt, incluyendo la Reserva Hanford. Anticlines (flechas alejadas de las líneas continuas) son crestas ascendentes del basalto del río Columbia que pueden estar sustentadas por fallas ciegas que podrían ser la fuente de los sismos. (Abajo) Mapa regional que muestra la ubicación de Yakima Fold Belt y el Lineamento Olímpica-Wallowa y la distribución del Basalto del Río Columbia. El Lineamento Olímpico-Wallowa pudo haber sido formado por fallas regionales de huelga-deslizamiento que podrían generar sismos. La parte sureste, en Oregón, incluye las fallas que se muestran en la Figura 6-15.

Al igual que en los ejemplos anteriores, no se encontró de inmediato ninguna falla de origen. Pero en este caso, se ha identificado a un posible culpable: el Lineamento Olympia-Wallowa, también conocido como el OWL (Figura 6-21). Esta sutil alineación estructural se puede rastrear desde la Península Olímpica a través de las Cascades y la Reserva Hanford hasta las montañas Wallowa en el noreste de Oregón. Los geólogos han tenido dificultades para mapear el búho en el suelo, a pesar de que se puede observar una característica en línea recta desde el espacio (Fig. 6-22). No obstante, estudiantes de geología del Whitman College en Walla Walla encontraron evidencia de que una rama de esta estructura puede cortar depósitos de solo unos pocos miles de años de antigüedad. La zona de falla de Wallula que corta los basaltos del río Columbia cerca de Milton-Freewater podría ser parte del búho (Figura 6-21), y una rama, la Falla Umapine, puede tener evidencia de actividad del Holoceno.

El extremo sureste del OWL es el frente lineal de la cordillera noreste de las altas montañas Wallowa, la versión de Oregón de los Alpes suizos, aunque las morrenas glaciares de 140 mil años de antigüedad no parecen ser cortadas por una falla de frente de rango. Otras fallas marcan los límites de cuencas dentro de las Montañas Azules, incluyendo el Valle Grande Ronde que contiene la ciudad de La Grande, y el Valle Baker que contiene Baker City (Figura 6-20). La falla Baker Valley en la base de las montañas Elkhorn tiene evidencia de desplazamiento del Cuaternario Tardío (aunque no del Holoceno). Las fallas West Grande Ronde y East Grande Ronde también tienen evidencia de movimiento del Cuaternario Tardío. Ambas fallas se expresan en topografía tectónica. Más al sureste, otras fallas coinciden con una zona de alta sismicidad cerca del río Snake tanto en Oregón como en Idaho.

9. La Cuenca del Pasco: Residuos Nucleares y Terremotos

El avión militar zumbó sobre el sombrío paisaje de diciembre del este de Washington, y su pasajero solitario tomó nota de lo que vio a través de la ventana. Al contemplar el Hanford Reach cubierto de sagebrush, con el ancho listón del río Columbia curvándose a lo lejos, el Teniente Cnel. Franklin Matthias sabía que tenía el sitio que quería: desierto crudo, prácticamente despoblado, pero con una fuente de agua confiable, el río Columbia, al alcance de la mano (Figura 6-22). La gran ciudad más cercana, Spokane, estaba a casi ciento veinte millas de distancia. Matthias informaría a su superior, el general Leslie Groves, supervisora militar del Proyecto Manhattan de alto secreto, que Hanford era apto para una gran operación gubernamental súper secreta relacionada con el esfuerzo bélico. El año era 1942.

Fig. 6-22. Imagen digital oblicua del cinturón plegable Yakima, vista norte. Imagen cortesía de William Bowen, California State University Northridge y California Geographic Survey. El río Columbia se dobla sobre sí mismo en Wallula Gap y fluye hacia el oeste hacia Portland. Las características lineales son pliegues Yakima. Más al oeste se encuentran tres volcanes Cascada y en esquina superior izquierda, las aguas de Puget Sound. Compare con el mapa superior de la Figura 6-21, que identifica los principales pliegues de Yakima.

Poco después, en 1943, los pocos indios y agricultores que se habían ganado la vida en el Hanford Reach fueron expulsados, y el gobierno se hizo cargo de un proyecto de choque para fabricar plutonio para una bomba atómica, la primera de las cuales sería arrojada dos años después en Nagasaki, Japón, poniendo fin a Segunda Guerra Mundial. Luego llegó la Guerra Fría, y Hanford continuó expandiéndose, aún en secreto, trayendo empleos y prosperidad a la Cuenca Pasco y las Tri-Ciudades de Richland, Pasco y Kennewick. Además de fabricar plutonio, los reactores atómicos produjeron energía para la red eléctrica de Bonneville, y los desechos nucleares comenzaron a almacenarse en el Hanford Reach.

En la década de 1980, el sitio fue propuesto como un vertedero nacional de desechos nucleares, el Proyecto de Aislamiento de Residuos de Basalto. Para entonces, sin embargo, se habían expresado serias reservas sobre la eliminación de desechos nucleares en general y el sitio de Hanford en particular. Se cerraron el reactor Hanford N y las instalaciones de fabricación de plutonio, y más tarde, el sitio de eliminación de desechos propuesto fue trasladado a Yucca Mountain en Nevada.

Pero aún así, el legado de desechos nucleares ya almacenados en Hanford pende sobre las Tri-Cities, por lo que ahora es útil observar el entorno geológico y considerar el peligro de Hanford por los terremotos. Claramente, la geología y los sismos no fueron considerados en absoluto en el informe del Coronel Matthias al General Groves. Ahora, sin embargo, se considera que un reactor nuclear es una instalación crítica, lo que significa que es necesario realizar estudios exhaustivos de sitio para determinar su estabilidad a largo plazo ante los peligros, incluso aquellos que podrían ser muy improbables, incluidos los sismos. ¿Los reactores y las plantas de fabricación de plutonio son capaces de soportar las sacudidas sísmicas? ¿Se escaparían desechos radiactivos altamente tóxicos almacenados en túneles subterráneos tras un gran terremoto? Para responder a estas preguntas, buscamos evidencias de sismos pasados en la geología alrededor del sitio, especialmente en las largas crestas de basalto conocidas como los Pliegues de Yakima (Figura 6-23).

Figura 6-23. Sección transversal geológica a través de Yakima Fold Belt al oeste de la Reserva Hanford. Los pliegues en basalto se interpretan como forzados por fallas de compresión en la corteza rígida debajo del basalto; estas fallas pueden ser fuentes sísmicas. Sur está a la izquierda.

Entre Wenatchee y Hanford, el río Columbia gira hacia el sureste a través de un páramo de roca negra cubierto de sagebrusa, lejos del océano, para cortar una sucesión de gargantas a través de crestas de basalto en su camino hacia el último cañón, Wallula Gap, donde gira bruscamente hacia sí mismo y se dirige hacia el oeste a Portland (Figuras 6-21, 6 -22). Estas crestas de basalto, Frenchman Hills, Saddle Mountain y Rattlesnake Mountain, son pliegues anticlinales en el Basalto del Río Columbia, arrugados como una alfombra pesada después de que un sofá ha sido empujado sobre él (Figura 6-23). El Columbia se ha erosionado a través de estos anticlinos a medida que se formaron. Los anticlinales se ven mejor en el cañón del río Yakima entre las ciudades de Ellensburg y Yakima, no desde la Interestatal 82, que se eleva sobre el desfiladero, sino en la solitaria carretera estatal 821, que gira a lo largo de las orillas del Yakima mientras el río se relaja a través de amplias sinclinas y se agita a través de anticlinales acantilados de basalto.

Los gerentes de proyectos que trabajan en la Reserva Nuclear de Hanford tendieron a restar importancia al papel que pueden haber tenido los sismos en la formación de estas crestas anticlinales, quizás por ilusiones, tal vez porque no querían responder preguntas que no les habían hecho. Una teoría era que los anticlinos se formaron hace millones de años, durante o poco después de la erupción del basalto, y ya no estaban activos o un riesgo sísmico.

Para ser justos con los geólogos y gerentes de Hanford, los anticlinos no fueron considerados como presagios de sismos hasta 1983, cuando un sismo de M 6.7 destrozó la sección centro de Coalinga, California, un pequeño pueblo en el lado oeste del Valle de San Joaquín. No hubo falla activa en la superficie en Coalinga, pero se demostró que las fuerzas que acompañaban al sismo se sumaban al plegado de un anticlinal en la superficie. La implicación del plegado activo es que el pliegue está sustentado por una falla inversa ciega o un empuje ciego, uno que no llega a la superficie, sino que tiende a forzar un bloque sobre otro: fallando a profundidad, pero solo doblándose en la superficie (Figura 3-10b). El terremoto de 1994 en Northridge California, fue causado por la ruptura en un empuje ciego.

Una vez vi un autobús Volkswagen que había estado en un accidente de carretera. Había habido una alfombra en el piso, como si su dueño hubiera estado acampando dentro del autobús. Durante el naufragio, el piso estaba abrochado y roto, pero la alfombra seguía continua sobre el piso, aunque tenía una gran joroba en él sobre el descanso en el piso. Pensé en ese autobús VW mientras estudiaba el terremoto de Northridge: el bache en la alfombra era el anticlinal, dando una pista silenciosa de la falla invisible debajo. La misma analogía podría hacerse para las crestas de basalto en la Cuenca del Pasco.

Dos profesores universitarios, Bob Bentley de la Universidad Central de Washington en Ellensburg y Newell Campbell de Yakima Valley College, se adentraron penosamente en territorio indio Yakama para examinar Toppenish Ridge, un estrecho anticlinal al sur de la ciudad de Yakima (centro izquierdo, Figura 6-21, arriba). Encontraron fallas normales en la cresta del anticlinal y fallas inversas en su flanco norte donde el anticlinal había sido impulsado hacia el norte hacia los campos arados del valle de Yakima. Estas estructuras no tienen la misma edad que el Basalto del Río Columbia; son mucho más jóvenes, posiblemente aún activas. Evidencias similares posteriormente mostraron que el extremo este del Anticline de la Montaña Saddle, al este del Columbia y al norte de Hanford, también está activo. Como se muestra en la Figura 6-23, los prominentes anticlinales se superponen y proporcionan evidencia de fallas ciegas inversas debajo, fallas que a su vez podrían producir grandes sismos en la reserva nuclear.

El Lineamento Olympia-Wallowa (OWL) atraviesa el sureste a través del Hanford Reach y a través de los pliegues de Yakima. Aunque es visible en imágenes satelitales y en mapas topográficos digitales generados por computadora (Figura 6-22), su significado sísmico no está claro.

En resumen, a medida que las operaciones nucleares de Hanford cambian al modo de limpieza ambiental, y las Tri-Cities esperan su destino, una evaluación del terremoto parece haberse retrasado hace mucho tiempo. La instalación de Hanford no es la única instalación crítica en la Cuenca Pasco; también están las presas Wanapum, Priest Rapids y McNary en el río Columbia. El fracaso de una de estas presas podría provocar una repetición de las catastróficas inundaciones del Pleistoceno, aunque en una escala muy reducida. Las instalaciones críticas serán consideradas en un capítulo posterior.

10. Cuenca y área de distribución: los terremotos de Klamath Falls de 1993

Las vacaciones en su Oregon natal eran una tradición con Ken y Phyllis Campbell. Llegaron en un momento en el que podían evitar la parte más calurosa del verano en su casa en Phoenix, Arizona. Su excursión de 1993 había sido un gran viaje, visitando a viejos amigos de la secundaria y tomando un crucero por el Pasaje Interior a Alaska. Pero se hacía tarde, y Phyllis estaba ansiosa por llegar a su destino, un bed and breakfast en Klamath Falls, ciudad a la que había ido a primer grado. Ken ya estaba deseando volver a Phoenix, donde estaba construyendo un taller para restaurar autos clásicos y construir juguetes para sus nietos. Conduciendo hacia el sur por la autopista 97 de Estados Unidos hacia Klamath Falls, Phyllis observó al venado a lo largo del costado de la carretera.

Al acercarse a Modoc Point, un acantilado empinado al lado de la carretera, se le ocurrió a Phyllis que no vería ningún venado del lado izquierdo de la carretera porque el acantilado bajaba justo a la carretera, y no había arcén. De pronto vio un destello cegador de luz, luego otro, y pensó por un instante que debieron haber sido transformadores explotando de una sobretensión.

En ese instante, hubo una fuerte grieta, y Phyllis escuchó a Ken gritar: “¡No!” Una roca de catorce pies se estrelló contra su camioneta, matando a Ken al instante. El parabrisas se derrumbó hacia adentro y el camión giró fuera de control. Cuando se detuvo el giro, Phyllis descubrió que podía desenganchar su cinturón de seguridad, pero no el de Ken Nada funcionó: no pudo conseguir que se abrieran los elevalunas eléctricos o que funcionaran las cerraduras eléctricas de la puerta, a pesar de que el motor estaba corriendo. Ella trató de apagar el encendido, pero la llave se le salió en la mano. Ella sabía que Ken tenía que estar muerto, pero no sabía cómo salir de la camioneta. Después había un hombre en la ventana, y ella fue jalada a un lugar seguro.

La roca mortal y la barrera de la carretera quebrada se muestran en la Figura 6-24.

Figura 6-24. Boulder en Modoc Point, junto a la carretera estadounidense 97, que violó una barrera al borde de una carretera y le quitó la vida a Ken Campbell durante el terremoto de Klamath Falls del 20 de septiembre de 1993. Boulder ha sido empujado detrás de la barrera.

Figura 6-25. En el centro de Klamath Falls, Oregón, tras los sismos del 20 de septiembre de 1993. El automóvil estacionado frente a Swan's Bakery fue aplastado por la caída de ladrillos de un parapeto sin reforzar.

A las 8:28 p.m., 20 de septiembre de 1993, Ken Campbell se había convertido en la primera fatalidad causada por un terremoto en Oregón. Una mujer de ochenta y dos años, Anna Marion Horton de Chiloquin, murió de un ataque al corazón porque estaba asustada por el violento temblor de su casa. En el restaurante italiano Classico en el centro de Klamath Falls, los ladrillos cayeron y bloquearon la acera, y los comensales dejaron su pasta sin comer y huyeron del edificio.

Más de mil edificios resultaron dañados (Figura 6-25), con una pérdida total de más de 7.5 millones de dólares. El Palacio de Justicia del Condado de Klamath, construido en 1924, y el Adición del Palacio de Justicia sufrieron daños por más de 3 millones de dólares. Los edificios de mampostería no reforzados sufrieron lo peor; a las casas de estructura de madera bien construidas que estaban atornilladas a sus cimientos les fue relativamente bien.

Había habido una advertencia doce minutos antes: un prehock de magnitud 3.9. Sin embargo, esta parte de Oregón estaba mal cubierta por la red existente de sismógrafos, y no había un sistema para evaluar el prehock y emitir una advertencia. Entonces, a más de dos horas del primer choque de magnitud 5.9, un sismo aún mayor de magnitud 6 azotó a la región. La profundidad de los sismos era de aproximadamente seis millas, mucho más superficial que el terremoto de Scotts Mills. Se ubicaron al oeste del lago Upper Klamath bajo el desierto de Mountain Lakes, entre quince y veinte millas al oeste-noroeste de Klamath Falls (Figura 6-26). A partir de principios de diciembre, comenzó un nuevo enjambre de sismos al este del primer grupo, cerca de la orilla occidental del lago, más cerca de las cataratas Klamath (Figura 6-26). Después del primero del año, las réplicas poco a poco comenzaron a desaparecer.

Figura 6-26. Terremotos y réplicas de la secuencia sísmica de Klamath Falls, septiembre-diciembre de 1993. Tamaño de los círculos proporcional a la magnitud con el mayor M 6.0. Círculos abiertos muestran sismos desde el 20 de septiembre hasta la época de una réplica de M 5.1 el 4 de diciembre. Círculos sólidos muestran réplicas del 4 al 16 de diciembre. La segunda secuencia está más cerca de Klamath Falls pero aún está al oeste del lago Upper Klamath. Cabe destacar la ausencia de sismos en la propia ciudad de Klamath Falls. Las líneas finas y continuas son fallas; tenga en cuenta que las fallas al este del lago no tuvieron sismos en 1993. De USGS

A diferencia del país al oeste de las Cascades, el paisaje crudo y árido del sureste de Oregón deja poco de su geología a la imaginación. Dave Sherrod, del USGS, había estado mapeando las fallas de la región de Klamath Falls durante varios años, y a principios de 1993, antes del terremoto, se había reunido con funcionarios de Klamath Falls para discutir el peligro.

Un elemento de video ha sido excluido de esta versión del texto. Puedes verlo en línea aquí: http://pb.libretexts.org/earry/?p=120

Figura 6-27. Estructura de la Cuenca y Cordillera Provincia del sureste de Oregón. Debido a que la corteza se extiende de este a oeste, se forman fallas normales. La cuenca formada entre dos fallas normales opuestas se llama graben. Upper Klamath Lake (Figura 6-20) ocupa un graben.

La cuenca que contiene Upper Klamath Lake y Klamath Falls es un graben, caído entre fallas que se hunden hacia abajo hacia y debajo del lago. Estas se denominan fallas normales, y resultan cuando se separa la corteza (Figuras 3-10a, 6-27). Modoc Point, donde Ken Campbell conoció su muerte, es parte de un bloqueo de fallas. A lo largo de cientos de miles de años, el campo al este de la autopista 97 se ha elevado, y las tierras bajas hacia el oeste cayeron a lo largo de fallas que se sumergen en el oeste, de modo que ahora se encuentra debajo del lago. Más al sur, otras fallas normales se extienden a través de la parte principal de Klamath Falls.

Al oeste del lago Upper Klamath hay otras fallas normales menos prominentes en el extremo oeste de Howard Bay, en el desierto de Mountain Lakes, y que se extienden debajo del lago de los bosques (Figura 6-26). Estas fallas, que se hunden hacia el este, fueron activadas por los sismos de 1993, aunque no hay evidencia de que ninguna de ellas se rompiera hasta llegar a la superficie.

Afortunadamente para Klamath Falls, las fallas en el lado oeste del graben se rompieron en lugar de las fallas en el lado este, que se extienden directamente por la ciudad. Si las fallas del lado este se hubieran roto con sismos de magnitudes comparables, los daños a Klamath Falls, con sus edificios de mampostería no reforzados, habrían sido desastrosos, resultando en muchas muertes.

Hacia el este desde las Cascades desde las cataratas Bend y Klamath hasta el país del río Ovyhee estira las montañas con fallas de bloques y las grabens de lago seco que conforman la Cuenca y Cordillera de Oregón: Green Ridge y Walker Rim, Summer Lake e Winter Ridge, Lake Abert y Abert Rim, y finalmente, más altas que todas las demás, y con evidencia de glaciares del Pleistoceno, montaña Steens, seguidos del desierto de Alvord (Figura 6-28).

Figura 6-28. Steens Mountain en el sureste de Oregón. Se encuentra una falla activa con evidencia de desplazamiento del Holoceno en la base de la montaña Steens, separándola del desierto de Alvord en primer plano. Steens Mountain se ha levantado a lo largo de la falla normal en su base acompañada de sismos a lo largo de varios millones de años. Foto por Robert Yeats

Mark Hemphill-Haley, entonces con Woodward-Clyde Consultants, encontró una falla al pie de los Steens, serpenteando a lo largo del borde oeste del Graben del desierto de Alvord. La falla de la montaña Steens muestra evidencia geológica de un terremoto del Holoceno en los últimos diez mil años, basado en excavaciones de trincheras. Hemphill-Haley podría entonces concluir sobre la base de evidencia geológica solamente que la falla al pie de los Steens es activa en el sentido legal de la palabra, lo que significa que se deben tomar precauciones especiales para proteger cualquier estructura importante contra sacudidas sísmicas. Afortunadamente, solo hay unos pocos ranchos y rebaños de ganado, y probablemente sobrevivirían a un sismo de magnitud 7 sin mucho problema.

Hemphill-Haley tuvo la respuesta de por qué Steens Mountain está ahí en primer lugar. Poco a poco se ha levantado desde el suelo desértico a lo largo de su falla de rango frontal, acompañado de literalmente miles de sismos en un periodo de millones de años, cada terremoto levantando la montaña solo unos pocos pies. El efecto acumulativo de todos estos levantamientos individuales es la masiva y escarpada montaña de bloques de fallas que vemos hoy en día, cubierta de nieve gran parte del año, que se eleva sobre las llanuras de playa del desierto de Alvord hacia el este (Figura 6-28).

Figura 6-29. Mapa que muestra las ubicaciones de los recientes enjambres de terremotos en el sur de Oregón y el norte de California, incluyendo el valle de Warner, Oregon, terremotos de 1968 De USGS.

Al oeste de la montaña Steens, un enjambre de sismos azotó el pequeño pueblo de Adel, en el valle de Warner, en 1968, con el mayor de magnitud 5.1 (Figura 6-29). Silvio Pezzopane y Ray Weldon de la Universidad de Oregón encontraron otras fallas activas en el desierto al oeste de Abert Rim, y aplicaron la nueva ciencia de la paleosismología para encontrar evidencia de sismos prehistóricos en trincheras de retroexcavadoras a través de escarpas de fallas. Las fallas que están activas sobre la base de depósitos compensados del Holoceno se encontraron en el pantano de Paulina, en el extremo oeste del lago Summer cerca de Winter Rim, y a lo largo del límite oeste de Abert Rim. Las fallas normales en el este de Oregón se ven en imágenes topográficas generadas por computadora, incluyendo fallas en Bend y cerca de Bend, Oregón (Figura 6-30). (Las escarpas de fallas Bend pueden estar activas, pero la falla involucra sedimentos en parte derivados de volcanes Cascade al oeste, y pueden deberse a la resistencia a la erosión de sedimentos derivados del volcán en lugar de fallas del Holoceno).

Figura 6-30. Mapa topográfico generado por computadora de Bend, Oregon, región que muestra fallas jóvenes (rasgos lineales marcados con F). La imagen es iluminada por una fuente de luz del noreste que se encuentra a 15 grados por encima del horizonte; en consecuencia, los escarpes de falla que miran hacia el noreste están brillantemente iluminados, mientras que los escarpes de falla orientados hacia el suroeste (como la lineación marcada con F? al norte de Pilot Butte) están en sombra. Estas fallas cortan materiales volcánicos y sedimentos tan jóvenes como el Pleistoceno tardío, pero no se sabe que corten depósitos del Holoceno. El protagonismo de estas fallas puede deberse a la mayor consolidación de los depósitos cortados por ellos más que a su edad Holoceno. La escarpa de falla en Bend puede verse en las calles de la ciudad de Bend. Pilot Butte y Awbrey Butte son volcanes. Imagen creada por Rose Wallick, Oregon State University

La Cuenca y Cordillera de Oregón es la continuación norte de la Cuenca y Cordillera de Nevada (Figura 6-31), incluyendo la Zona Sísmica Central de Nevada, que fue sacudida repetidamente por una serie de ocho sismos, comenzando en 1903 y terminando en 1954, el mayor de magnitud 7.5. Las escarpas de fallas que se formaron durante varios de estos sismos se conservan magníficamente en el clima desértico (Figura 3-7) y se pueden ver conduciendo una carretera secundaria al sur de Winnemucca, Nevada, a través de Pleasant Valley al pie occidental de las cordilleras Sonoma y Tobin, sobre las colinas Sou, bajando por el Valle de Dixie al este de la Cordillera Stillwater, a la autopista 50 de Estados Unidos, rota a sí misma por una ruptura superficial que acompañó a un terremoto de magnitud 7.2 el 16 de diciembre de 1954. Al igual que el país Steens, la Zona Sísmica Central de Nevada está escasamente poblada, y aunque los sismos se sintieron sobre grandes áreas, las pérdidas fueron pequeñas.

A pesar de la intensa actividad sísmica en este siglo, las tasas de deslizamiento a largo plazo en fallas en la Zona Sísmica Central de Nevada son extremadamente lentas, comparables a las tasas de deslizamiento en fallas en la Cuenca y Cordillera de Oregón La paleosismología muestra que antes del siglo XX, los sismos ocurrieron hace muchos miles de años. Nos referimos a los sismos de Nevada del siglo XX como un cúmulo sísmico, caracterizado por una intensa actividad en un corto periodo de tiempo separados por miles de años de tranquilidad. La Cuenca y Cordillera de Oregón es similar a la Zona Sísmica Central de Nevada, pero su silencio sísmico demuestra que se encuentra en un período tranquilo. Sabemos que este periodo tranquilo terminará algún día, pero no sabemos cuándo, mañana o dentro de miles de años. Lamentablemente, los pronósticos hechos en términos de muchos miles de años no responden a las preguntas sociales sobre el tiempo (¿el próximo año o dentro de cincuenta años?) que son de interés para usted y para mí y para quienes nos rodean.

Figura 6-31. Un mapa topográfico generado por computadora de la Provincia de Cuenca y Cordillera. El patrón lineal está formado por cadenas montañosas bloque-fallas unidas por fallas normales y separadas por valles y grabens. De USGS.

11. Costa del Pacífico y Costa Afuera

La costa noroeste es golpeada en ocasiones por tormentas invernales de gran ferocidad, entre las más violentas del mundo. Las olas oceánicas que chocan contra los promontorios rocosos y de vez en cuando a través de la autopista 101 son agentes de cambio geológico. Trituran plataformas rocosas y pozas de marea y comen en la base de los acantilados del mar, ocasionando ocasionalmente que casas y condominios frente al mar construidos en la cima de los acantilados caigan en el mar. El límite entre la plataforma rocosa y el acantilado del mar se llama ángulo de la costa (Figura 6-32), y se forma a nivel del mar.

Figura 6-32. Vista sur desde Cabo Foulweather a lo largo de la costa central de Oregón. El Inn at Otter Crest está en primer plano, y el pueblo de Otter Rock y Devil's Punchbowl están detrás. Dentro del oleaje se encuentran afloramientos de basalto que han sido cepillados por la erosión de las olas hasta una plataforma plana. El ángulo entre la plataforma erosionada y el acantilado de la playa se llama elángulo de la línea de costa y está al nivel del mar. El Inn at Otter Crest y Otter Rock están construidos sobre una plataforma de erosión marina más antigua que puede tener ochenta mil años de antigüedad (nota capa horizontal en acantilado del mar). También tiene un ángulo de costa que marca el nivel del mar a finales del Pleistoceno. Foto de Alan Niem, Universidad Estatal de Oregón

La autopista 101 y muchas de las ciudades y pueblos pesqueros de la costa descansan en plataformas marinas más antiguas y cubiertas de arena que fueron erosionadas durante el Pleistoceno tardío. Una plataforma marina de 125 mil años de antigüedad marca una época en la que el nivel del mar era hasta veinte pies más alto de lo que es hoy en día. En lugares como Cabo Arago, Oregón, varias de estas plataformas de diferentes edades se encuentran a diferentes elevaciones, como escalones gigantes, los más antiguos de más de doscientos mil años de antigüedad. Los ángulos costeros de estas antiguas plataformas marinas indican la posición de los antiguos niveles del mar del Pleistoceno. Una minuciosa encuesta realizada por Harvey Kelsey, de la Universidad Estatal de Humboldt en Arcata, California, y sus colegas y estudiantes muestra que estos ángulos de costa no son horizontales, como lo es el moderno, sino que suben y bajan, y en algunos lugares están cortados por fallas (Figuras 6-33). Debido a que los ángulos de la costa reflejan los niveles antiguos del mar, lo que significa que alguna vez fueron horizontales, su deformación permitió a Kelsey medir la deformación tectónica de la corteza a lo largo de la costa del Pacífico.

Figura 6-33. (Arriba) Mapa de la región de Cape Arago-Coos Bay, suroeste de Oregón, mostrando plataformas de terrazas marinas y fallas activas. (Abajo) Sección transversal a lo largo de la costa desde Cape Arago hasta Coos Bay mostrando inclinación y fallas de la terraza y plataforma marina Whiskey Run, ochenta mil años de antigüedad. Una sección transversal muestra la escala vertical exagerada diez veces la escala horizontal, la otra muestra la sección transversal sin exageración vertical. De G. McInelly y H. Kelsey, Universidad Estatal de Humboldt

La sismicidad de las regiones costeras al norte de California es relativamente baja, y no hay evidencia directa de que los ángulos de la costa anteriormente horizontales fueron deformados por sismos. Las terrazas marinas deformadas han sido descritas por Lisa McNeill de la Universidad Estatal de Oregón (ahora en la Universidad de Southampton en Inglaterra) y Pat McCrory del USGS. McNeill encontró que algunos de los bajantes a lo largo de la costa, como South Slough cerca de Coos Bay, Oregón, y la desembocadura del río Queets en Washington, corresponden a pliegues activos en alta mar, y estos mínimos estructurales contienen depósitos de turba que fueron derribados repentinamente por grandes sismos. Incluso la bahía de Willapa, el sitio del descubrimiento por Atwater de marismas enterradas en el estuario de Niawiakum, es la ubicación de una sinclina activa en alta mar. La deformación a lo largo de la costa olímpica mapeada por McNeill y McCrory puede correlacionarse con el acortamiento norte-sur de un cuarto de pulgada por año registrado por GPS en la región de Puget Sound.

En resumen, la baja sismicidad puede significar que la deformación de estos ángulos costeros y la caída descendente de las depresiones estructurales pueden ser respuestas corticales secundarias a grandes sismos pasados en la Zona de Subducción de Cascadia. Alternativamente, pueden estar relacionados con sismos en la corteza que no estuvieron asociados con el movimiento en la zona de subducción.

En alta mar, en la plataforma continental y pendiente, la deformación activa es más intensa. La propia plataforma continental, muy ancha frente a Washington, estrecha al sur de Oregón y norte de California, se erosionó a una superficie plana durante tiempos de avance glacial del Pleistoceno, cuando grandes extensiones de hielo habían absorbido agua que de otro modo habría regresado al mar. Durante estos tiempos de avance del hielo, el nivel del mar era casi cuatrocientos pies más bajo de lo que es hoy, y la plataforma continental era tierra firme.

Chris Goldfinger de la Universidad Estatal de Oregón se preguntó si la costa en el momento del avance máximo de hielo hace veintiún mil años, cuando el nivel del mar estaba cuatrocientos pies más bajo, muestra la misma evidencia de erosión que la costa moderna. Para responder a esta pregunta, él, yo y nuestros colegas encuestamos los bordes de Nehalem Bank, Heceta Bank y Coquille Bank en la plataforma continental de Oregón, utilizando un sonar de barrido lateral y Delta, un sumergible para dos personas. Lo que descubrimos fue realmente notable: otra costa de Oregón, ahogada bajo el mar al borde de la plataforma, completa con promontorios rocosos, estuarios y barras de arena de isla barrera (Figura 6-34). Delta navegó a lo largo de esta playa del Pleistoceno, ahora cubierta de barro suave, y observamos agujeros en la base del acantilado más bien como los agujeros hechos por organismos en la base de acantilados marinos modernos. El ascenso del nivel del mar hace aproximadamente catorce mil años había sido tan rápido, más de una pulgada al año, que estos rasgos costeros se conservaron, como el naufragio del Titanic, en lugar de ser destruidos por la erosión de las olas.

Figura 6-34. La otra costa de Oregón. Las imágenes de sonar de exploración lateral describen un ángulo de costa desarrollado en el avance máximo del hielo del Pleistoceno hace veintiún mil años en el lado oeste de Heceta Bank al oeste de Florencia, ahora cubierto con cuatrocientos pies de agua de mar. Visible son los acantilados rocosos (como la actual costa al norte de Otter Rock) y la desembocadura de un río Pleistoceno. Algunas de las rocas en la base de los acantilados han sido perforadas en aguas poco profundas por organismos marinos. La región gris oscuro en la mitad inferior izquierda del cuadro es la antigua plataforma de erosión marina, ahora cubierta de lodo del Holoceno. El ángulo de la costa del Banco Heceta está deformado y deformado, evidencia de deformación de la plataforma continental de Oregón.

Pero a diferencia del actual ángulo de la costa, que está al nivel del mar y es horizontal, estos ángulos de costa suben y bajan, como los ángulos de la costa de las playas elevadas del Pleistoceno a lo largo de la costa. La plataforma continental había sido deformada e inclinada, posiblemente durante los sismos.

Uno de nuestros descubrimientos más memorables fue durante nuestra encuesta de Stonewall Bank al suroeste de Newport, Oregón, un área conocida por los pescadores comerciales locales como “la pila de rocas”. Nuestras imágenes de sonar de barrido lateral mostraron que Stonewall Bank es una cresta rocosa dividida por un amplio canal del río anterior, la extensión hacia el mar del río Yaquina cuando el nivel del mar era más bajo de lo que es hoy (Figura 6-35). Sorprendentemente, el canal del río ahora se inclina unos veinticinco pies hacia el este hacia Newport. Dado que el agua originalmente debió correr cuesta abajo hacia el oeste, concluimos que el canal del río se inclinó hacia su fuente durante los últimos doce mil años. Habíamos descubierto el flanco oriental de un amplio anticlinal bajo Stonewall Bank, un anticlinal formado por una falla ciega inversa como la falla que se rompió durante el terremoto de Northridge y las fallas que pueden estar debajo de las crestas de basalto plegadas de la cuenca del Pasco (Figura 6-23).

Figura 6-35. Imagen de sonar de exploración lateral de un canal de río cruzando Stonewall Bank, al suroeste de Newport, ahora cubierto con doscientos pies de agua de mar. El canal, que marca la continuación hacia el mar del río Yaquina, se encuentra ahora inclinado hacia el este, evidencia de la deformación de la plataforma continental de Oregón en los últimos doce mil años. Imagen cortesía de Chris Goldfinger, Facultad de Ciencias Oceánicas y Atmosféricas, Universidad Estatal de Oregón; véase también Yeats et al. (1998)

Las tres fuentes de terremotos del norte de California —la zona de subducción, la Placa Gorda y la corteza— están tan interconectadas que es difícil aislar fallas y sismos que se limitan a la corteza continental norteamericana. Donde la Zona de Subducción Cascadia gira hacia el sureste cerca de la Zona de Fractura Mendocino, no es una sola falla sino una zona, de cincuenta a sesenta millas de ancho (Figura 5-2), de fallas de empuje y terrazas marinas deformadas además de la falla enterrada que se rompió en el terremoto del Cabo Mendocino de 1992.

Si bien muchas fallas corticales en esta región pueden tener algún desplazamiento del Holoceno, dos zonas son las más activas: la Zona de Falla del Río Mad entre Trinidad y Arcata, que incluye las fallas Mad River y McKinleyville, y la Falla Little Salmon al sur de Eureka (Figura 4-22). Estas estructuras representan alrededor de un tercio de pulgada de acortamiento anual, lo que equivale aproximadamente al 20-25 por ciento de la tasa de convergencia entre las placas Gorda y América del Norte. Las excavaciones de trincheras de retroexcavadoras realizadas por Gary Carver de la Universidad Estatal de Humboldt a través de estas zonas de falla (Figura 6-36) proporcionan evidencia paleoseismológica de que los dos últimos sismos en la Falla McKinleyville y la Falla del Río Mad produjeron un desplazamiento de al menos ocho pies por cada evento, evidencia de que estos sismos fueron mayores a M 7. Las excavaciones de trincheras a través de la falla del río Little Salmon revelan evidencia de tres sismos en los últimos diecisiete años, cada uno con desplazamientos de ocho a diez pies. El último sismo azotó hace unos trescientos años. La tasa de deslizamiento tardío del Holoceno solo en la falla del río Little Salmon es de una quinta pulgada (tres a siete milímetros) por año.

Figura 6-36. Registro del lado de la trinchera de la retroexcavadora a través de una escarpa de la falla de empuje del río Mad en McKinleyville, California, mostrando cómo se ha empujado el lecho rocoso sobre sedimentos que están fechados por radiocarbono a unos diez mil años. Los errores de laboratorio son ± 60-80 años. El lecho rocoso está cubierto por una plataforma ondulada que a su vez está cubierta por depósitos de terraza (Qt). Estos fueron plegados, lo que indica que la Falla del Río Loco es un empuje ciego en esta localidad. Los depósitos de terraza están superpuestos por escombros de la escarpa de falla ascendente (C1 a C6); cada unidad puede haber sido depositada durante un sismo. Ca marca el lavado activo de la pendiente y los escombros. Modificado a partir de un boceto de Gary Carver, Universidad Estatal de Humboldt

En Clam Beach, cerca de la falla McKinleyville, Carver encontró un acantilado de playa elevado y una plataforma de piscina de mareas tallada por olas de un mar antiguo. La arena de playa que descansa sobre esta plataforma contiene un tronco de madera flotante de mil a doscientos años, basado en la datación por radiocarbono. Otro depósito de arena de playa se superpone al tronco de madera a la deriva. Esta arena fue colonizada por pasto de playa y un bosque costero. Un árbol muerto en este bosque, aún enraizado en un suelo sobre el yacimiento playero, no tiene más de trescientos años de antigüedad. Este árbol y su suelo están superpuestos por otro depósito playero, tal vez registrando hundimientos relacionados con el movimiento en la Falla McKinleyville en el momento del terremoto de la Zona de Subducción Cascadia 1700 A.D.

Entre estas dos zonas de falla se encuentran la Bahía de Arcata y la Bahía de Humboldt, donde se han encontrado marismas disminuidas (Figura 4-12). Al principio, se pensó que el hundimiento de los pantanos estaba relacionado con el rebote de un terremoto de zona de subducción, como las marismas de Oregón y Washington y en las marismas bajadas durante el terremoto de Alaska de 1964 (Figura 4-15). Pero esta zona está tan cerca de la zona de subducción que la costa se habría levantado durante un sismo, así como las islas cercanas a la zona de subducción de Alaska se levantaron en 1964 (Figura 4-15). Además, el litoral se elevó en el terremoto del Cabo Mendocino de 1992 en la zona de subducción. La bahía se deformó hacia abajo debido a la deformación de la corteza, especialmente el deslizamiento en la Falla Little Salmon. Debido a que la edad del pantano ahogado es de trescientos años, al igual que la edad de las marismas más jóvenes en Oregón y Washington, la deformación de la corteza probablemente ocurrió al mismo tiempo que el terremoto de zona de subducción más reciente.

Las terrazas marinas levantadas cortadas por las olas de tormenta proporcionan evidencia adicional de deformación de la corteza. Si no hubiera deformación de la corteza, las terrazas marinas más antiguas y elevadas estarían completamente niveladas, como lo es la actual plataforma marina. Pero las terrazas más antiguas están inclinadas y deformadas, como es evidente al ver la costa al norte desde el Parque Estatal Patricks Point. Esto proporciona evidencia de que la corteza terrestre en esta región está en movimiento, arriba y abajo, a través de plegamientos y fallas, produciendo sismos en el proceso.

Un sismo de M 6.4 el 6 de junio de 1932, cerca de Arcata produjo una intensidad tan alta como VIII, resultando en una muerte y daños considerables en Eureka. El 21 de diciembre de 1954, un sismo de M 6.5-6.6 azotó a doce millas al este de Arcata en las inmediaciones de la Zona de Falla McKinleyville, causando una muerte y 3.1 millones de dólares en daños. Y el 17 de agosto de 1991, un terremoto M 6.2 golpeó a siete millas de profundidad bajo la comunidad de Honeydew en el río Mattole. La estimación oficial de los daños en esta región relativamente despoblada fue de cincuenta mil dólares, pero esta estimación es probablemente baja. Se encontraron intensidades de VII y VIII, como lo fueron en los dos sismos corticales anteriores.

Fig. 6-37. Escarpa de falla activa en plataforma continental al oeste de Newport, Oregón, fotografiada desde sumergible DELTA. La escarpa es demasiado profunda para ser afectada por la acción activa de las olas. Dos puntos claros están a 20 cm de distancia. Foto de Gary Huftile, luego de OSU.

Es claro que por su tamaño, los sismos corticales fueron más dañinos que los sismos de la Placa Gorda. Golpearon a poca profundidad cerca de centros de población, mientras que la mayoría de los sismos de la Placa Gorda fueron en alta mar, algunos hasta ahora en alta mar que los daños en tierra fueron mínimos

Curiosamente, bajo un nuevo plan de seguros de California discutido en el Capítulo 10, a la región de Eureka se le cobrarán tarifas de seguro contra sismo que se encuentran entre las más bajas de California, ¡a pesar de representar una cuarta parte de la sismicidad del estado!

Este capítulo se cierra con una imagen del sumergible DELTA de una escarpa de falla a una profundidad mayor a 750 pies, demasiado profunda para la acción activa de las olas (Figura 6-37). Esta falla podría haberse formado durante un sismo cortical, o podría haber sido el resultado de una falla secundaria relacionada con un sismo de zona de subducción. La respuesta a esta pregunta aún no está a la mano.

12. Resumen

Al estimar el peligro sísmico de los sismos corticales, estudiamos tres líneas de evidencia: geología, sismología y evidencia geodésica usando GPS. En la región de Puget Sound, tenemos los tres: fallas y pliegues activos del Holoceno, alta sismicidad instrumental y evidencia GPS de acortamiento. En el norte de California, también tenemos evidencia geológica y sismológica de peligro sísmico, incluyendo sismos históricos dañinos que han causado muertes. Los dos sismos de Oregón se acercan: el terremoto de Scotts Mills probablemente tuvo lugar en el monte. La falla Angel, y los sismos de Klamath Falls fueron el resultado del movimiento en fallas normales que limitaban el graben de Klamath Falls.

En otros lugares, la evidencia es menos completa. Los mayores terremotos corticales en el noroeste del Pacífico en la isla de Vancouver y cerca de Entiat en el norte de Washington tuvieron lugar en áreas con poca o ninguna evidencia geológica de fallas jóvenes. La falla activa de Portland Hills se encuentra en una zona de sismicidad moderada, pero muchos de los sismos alrededor de Portland no pueden correlacionarse con esa falla. El terremoto de Milton-Freewater no fue asignado a una falla específica, pero puede ser parte de un sistema de fallas activo siguiendo el Lineamento Olímpica-Wallowa (OWL).

Algunas áreas tienen evidencia geológica de fallas jóvenes, pero no han experimentado grandes sismos. Estas áreas incluyen la Cuenca y Cordillera de Oregón al este y norte de Klamath Falls y las crestas de basalto plegadas de la cuenca Pasco en Washington. Las fallas alrededor de La Grande y Baker City, Oregón, muestran evidencia geológica de actividad, pero no han sido fuente de grandes sismos. El extremo sureste del OWL tiene sismicidad moderada, pero hasta el momento, esta zona no ha sido dañada por un gran sismo.

¿Y el resto del Noroeste? La Cordillera de la Costa de Oregón y las regiones de Klamath-Siskiyou de Oregón no tienen evidencia clara de fallas activas y también tienen muy pocos sismos. De manera similar, las Montañas Costeras de Columbia Británica, la Meseta Columbia de Washington y gran parte de las Montañas Azules de Oregón tienen baja sismicidad y poca evidencia de fallas activas. En la actualidad, estas áreas están ubicadas en una categoría de menor riesgo, pero el siguiente sismo podría demostrar que esta evaluación fue incorrecta.

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Sugerencias para una lectura adicional

Allen, J. E., M. Burns, y S. C. Sargent. 1986. Cataclismos en la Columbia. Portland, Timber Press, 211 p.

Atwater, B. F., y A. L. Moore. Un tsunami hace unos 1000 años en Puget Sound, Washington. Ciencia, v. 258, p. 1614-17.

Bakun, W. H., R. A. Haugerud, M. G. Hopper, y R. S. Ludwin., 2002. El terremoto del estado de Washington en diciembre de 1872. Boletín de la Sociedad Sismológica de América, v. 92, p. 3239-58.

Blakely, R. J., R. E. Wells, T. L. Tolan, M. H. Beeson, A.M. Tréhu, y L. M. Liberty. 2000. Nuevos datos aeromagnéticos revelan grandes fallas de deslizamiento en el norte del valle de Willamette, Oregón. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 112, p. 1225-33.

Blakely, R. J., R. E. Wells, C. S. Weaver, y S. Y. Johnson. 2002. Ubicación, estructura y sismicidad de la zona de falla de Seattle, Washington: evidencia de anomalías aeromagnéticas, mapeo geológico y datos de reflexión sísmica. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 114, p. 169-77.

Bott, J. D. J., e I. G. Wong. 1993. Terremotos históricos en Portland y sus alrededores, Oregón. Oregon Geology, v. 55, núm. 6, p. 116-22.

Bourgeois, J., y S. Y. Johnson. 2001. Evidencia geológica de sismos en el Delta Snohomish, Washington, en el pasado 1200 año: Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 113, p. 482-94.

Brocher, T. M., T. Parsons, R. J. Blakely, N. I. Christensen, M. A. Fisher, R. E. Wells, y el Grupo de Trabajo SHIPS. 2001. Estructura de la corteza superior en Puget Lowland, Washington: Resultados de las investigaciones de peligros sísmicos de 1998 en Puget Sound. Revista de Investigación Geofísica, v. 106, p. 13,541-13,564.

Bucknam, R. C., E. Hemphill-Haley, y E. B. Leopold. 1992. Elevación abrupta en los últimos 1700 años en el sur de Puget Sound, Washington. Ciencia, v. 256, p. 1611-14.

Campbell, N. P., y R. D. Bentley., 1981. Deformación del Cuaternario Tardío del levantamiento Toppenish Ridge en el centro-sur de Washington. Geología, v. 9, p. 519-24.

Cassidy, J. F., R. M. Ellis, y G. C. Rogers. 1988. Los terremotos de 1918 y 1957 en la isla de Vancouver. Boletín de la Sociedad Sismológica de América, v. 78, p. 617-35.

Clarke, S. H., y G. A. Carver. 1992. Tectónica del Holoceno tardío y paleosismicidad, zona sur de subducción de Cascadia. Ciencia, v. 255, p. 188-92.

D'Antonio, M. 1993. Cosecha atómica: Hanford y el costo letal del arsenal nuclear de Estados Unidos. Nueva York: Crown Publishers, 304 p.

Dehlinger, P., R. G. Bowen, E. F. Chiburis, y W. H. Westphal. 1963. Investigaciones del sismo del 5 de noviembre de 1962, al norte de Portland. The Ore Bin, v. 25, núm. 4, p. 53-68

Dengler, L., G. Carver, y R. McPherson. 1992. Fuentes de sismicidad de la Costa Norte. California Geology, v. 45, p. 40-53.

Dengler, L., K. Moley, R. McPherson, M. Pasyanos, J. W. Dewey, y M. Murray. 1995. El terremoto de la Falla Mendocino del 1 de septiembre de 1994. California Geology, v. 48, p. 43-53.

Dragovich, J.D., J. E. Zollweg, A. L. Qamar, y D. K. Norman., 1997. El empuje de Macaulay Creek, el terremoto Deming de 5.2 grados de 1990 y las anomalías geológicas cuaternarias en el área de Deming, oeste del condado de Whatcom, Washington—Causa y efectos? Washington Geology, v. 25, núm. 2, p. 15-27.

Consultores Geomatrix. 1995. Mapeo de diseño sísmico, Estado de Oregón. Informe final elaborado para el Departamento de Transporte de Oregón, Proyecto 2442, Salem, OR.

Gore, R., y J. Richardson. 1998. Cascadia: Viviendo en llamas. National Geographic, v. 193, núm. 5, p. 6-37.

Gower, H. D., J. C. Yount, y R. S. Crosson. 1985. Mapa sismotectónico de la región Puget Sound, Washington. Mapa USGS I-1613, escala 1:250 ,000, cuadernillo, 15 p.

Haugerud, R. A., D. J. Harding, S. Y. Johnson, J. L. Harless, C. S. Weaver, y B. L. Sherrod. 2003. Topografía lidar de alta resolución de las tierras bajas de Puget, Washington. GSA Hoy, v. 13, núm. 6, p. 4-10.

Hemphill-Haley, M. A., W. D. Page, G. A. Carver, y R. M. Burke. 2000. Paleosismología de la Falla Alvord, Montaña Steens, sureste de Oregón. Repisa de Referencia de la Unión Geofísica Americana 4, p. 537-40.

Centro de Información sobre Terremotos de Humboldt. Cómo sobrevivir a sismos y tsunamis en la costa norte. Universidad Estatal Humboldt, Arcata CA 95532-8299, 23 p. Una sencilla guía de protección contra sismos y tsunamis. Gratuito. Sitio web: http://sorrel.humboldt.edu/~geodept/... /eqk_info.html

Hyndman, R. D., S. Mazzotti, D. Weichert, y G. C. Rogers. 2003. Frecuencia de grandes sismos corticales en Puget Sound- Estrecho del sur de Georgia predicha a partir de tasas de deformación geodésica y geológica Revista de Investigación Geofísica, v. 108, DOI:10.1029/2001JB001710.

Hyndman, R. D., G. C. Rogers, H. Dragert, K. Wang, J. J. Clague, J. Adams, y P. T. Bobrowski. 1996. Sismos gigantes bajo la costa oeste de Canadá. Geociencia Canadá, v. 23, núm. 2, p. 63-72.

Jacoby, G. C., P. L. Williams, y B. M. Buckley. 1992. Correlación de anillos arbóreos entre deslizamientos prehistóricos y eventos tectónicos abruptos en Seattle, Washington. Ciencia, v. 258, p. 1621-23.

Johnson, S. Y., C. J. Potter, J. M. Armentrout, J. J. Miller, C. Finn, y C. S. Weaver. 1996. La falla sur de la isla Whipbey: Una estructura activa en las tierras bajas de Puget, Washington. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 108, p. 334-354.

Johnson, S. Y., S. V. Dadisman, J. R. Childs, y W. D. Stanley. 1999. Tectónica activa de la falla de Seattle y el centro de Puget Sound, Washington: Implicaciones para los peligros de terremotos. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 111, p. 1042-1053.

Karlin, R. E., y S. E. B. Abella. 1992. Paleoterremotos en la región Puget Sound registrados en sedimentos del lago Washington, U.S.A. Science, v. 258, p. 1617-20.

Kelsey, H. M., y G. A. Carver. 1988. Tectónica del Neógeno Tardío y Cuaternario asociada al crecimiento hacia el norte de la falla de transformación de San Andreas, norte de California. Revista de Investigación Geofísica, v. 93, p. 4797-19.

Komar, P. D. 1997. La costa noroeste del Pacífico: Vivir con las costas de Oregón y Washington. Durham, N.C.: Duke University Press, 195 p.

Liberty, L. M., M. A. Hemphill-Haley, e I. P. Madin. 2003. La falla de Portland Hills: Descubrir una falla oculta en Portland, Oregón, usando metthods geofísicos de alta resolución. Tectonofísica, v. 368, p. 89-103.

Logan, R. L., y T. J. Walsh. 1995. Evidencia de un gran deslizamiento de tierra prehistórico inducido sísmicamente en el lago Sammamish. Washington Geology, v. 23, núm. 4, p. 3-5.

Logan, R. L., R. L. Schuster, P. T. Pringle, T. J. Walsh, y S. P. Palmer. 1998. Edades de radiocarbono de probables características cosísmicas de la Península Olímpica y el lago Sammamish, Washington. Washington Geology, v. 16, núm. 2/3, p. 59-67.

Madin, I. P., y otros. 1993. 25 de marzo de 1993, terremoto de Scotts Mills, la llamada de atención del oeste de Oregón. Oregon Geology, v. 44, núm. 3, p. 51-57.

Madole, R. F., R. L. Schuster, y A. M. Sarna-Wojcicki. 1995. Deslizamiento de Ribbon Cliff, Washington, y el terremoto del 14 de diciembre de 1872. Boletín de la Sociedad Sismológica de América, v. 85, p. 986-1002.

Mann, G. M., y C. E. Meyer. 1993. Estructura del Cenozoico Tardío y correlaciones con sismicidad a lo largo del Lineamento Olímpico-Wallowa, noroeste de Estados Unidos. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 105, p. 853-71.

McCrory, P. A. 1996. Evaluación de peligros de fallas, costa norte de California. USGS Informe abierto 96-656, 87 p.

McCrory, P. A., D. S. Foster, W. W. Danforth, y M. R. Hamer. 2002. Deformación de la corteza en el borde de ataque del bloque Oregon Coast Range, costa afuera de Washington (río Columbia a río Hoh). USGS Papel Profesional 1661-A, 47 p.

McNeill, L. C., C. Goldfinger, R. S. Yeats, y L. D. Kulm. 1998. Los efectos de la deformación de la placa superior en los registros de sismos prehistóricos de la zona de subducción de Cascadia. Sociedad Geológica, Londres Publicación Especial 146, p. 321-42.

McPherson, R. C., y L. A. Dengler. 1992. El terremoto de Honeydew. California Geology, v. 45, p. 31-39.

Nelson, A. R., S. Y. Johnson, H. M. Kelsey, R. E. Wells, B. L. Sherrod, S. K. Pezzopane, L.-A. Bradley, R. D. Koehler, III, y R. C. Bucknam. 2003. Terremotos del Holoceno tardío en la falla Toe Jam Hill, zona de falla Seattle, Isla Bainbridge, Washington. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 115, p. 1388-1403.

Oppenheimer, D., y otros. 1993. El Cabo Mendocino, California, sismos de abril de 1992: subducción en el triple cruce. Ciencia, v. 261, p. 433-38.

Pezzopane, S., y R. Weldon. 1993. Papel tectónico de las fallas activas en el centro de Oregón. Tectónica, v. 12, p. 1140-69.

Rogers, G. C. 1994. Terremotos en el área de Vancouver, en Monger, J. W. H., ed., Geología y peligros geológicos de la región de Vancouver, suroeste de Columbia Británica. Servicio Geológico de Canadá Boletín 481, p. 221-29.

Schuster, R .L., R. L. Logan, y P. T. Pringle. 1992. Avalanchas rupestres prehistóricas en las Montañas Olímpicas, Washington. Ciencia, v. 258, p. 1620-21.

Stein, R. S., y R. S. Yeats. 1989. Sismos ocultos. Scientific American, v. 260, núm. 6, p. 48-57. (Una discusión de fallas ciegas y sismos.)

Comité de Geodinámica de Estados Unidos. 1994. Monte Rainier, Volcán Cascada Activo. Washington, D.C.: Prensa de la Academia Nacional, 114 p.

Walsh, T. J., R. L. Logan, y K. G. Neal. 1997. La falla Canyon River, una falla activa en el sur de la Cordillera Olímpica, Washington. Washington Geology, v. 25, núm. 4, p. 21-24.

Wiley, T. J., y otros. 1993. Terremotos de Klamath Falls, 20 de septiembre de 1993, incluido el sismo más fuerte jamás medido en Oregón. Oregon Geology, v. 55, núm. 6, p. 127-36.

Wilson, J. R., M. J. Bartholomew, y R. J. Carson. 1979. Las fallas del Cuaternario tardío y su relación con el tectonismo en la Península Olímpica, Washington. Geología, v. 7, p. 235-39.

Wong, I. G., y J. D. J. Bott. 1995. Una mirada retrospectiva a la historia del terremoto de Oregón, 1841-1994. Oregon Geology, v. 57, núm. 6, p. 125-39.

Wong, I. G., M. A. Hemphill-Haley, L. M. Liberty, e I. P. Madin. 2001. La falla de Portland Hills: ¿Un generador sísmico o simplemente otra vieja falla? Oregon Geology, v. 63, p. 39-50.

Yeats, R.S., Graven, E.P., Werner, K.S., Goldfinger, C., y Popowski, T.A., 1996, Tectónica del valle de Willamette, Oregón: U.S. Geol. Encuesta Prof. Ponencia 1560, p. 183-222, mapas, 1:100 ,000.

Yeats, R. S., L. D. Kulm, C. Goldfinger, y L. C. McNeill. 1998. Stonewall anticlinal: Un pliegue activo en la plataforma continental de Oregón. Boletín de la Sociedad Geológica de América, v. 110, p. 572-87.