Terremoto de las Cascadas del Norte de 1872

Terremoto de las Cascadas del Norte de 1872

Wenatchee Lago Ross Olimpia Chilliwack Astoria Fuerte Lapwai Portland Entidad Epicentro propuesto en el lago Chelan
Hora UTC	15 de diciembre de 1872 05:40
Servicio Geológico de los Estados Unidos (ANSS)	ComCat
Fecha local	14 de diciembre de 1872
Hora local	21:40 [1]
Magnitud	6,5–7,0 Mw [ 2]
Epicentro	47°54′N 120°18′O / 47.9, -120.3 [1]
Tipo	Desconocido
Zonas afectadas	Noroeste del Pacífico
Intensidad máxima	MMI VIII ( Grave ) [3]
Damnificados	Ninguno

El terremoto de North Cascades de 1872 ocurrió a las 9:40 pm hora local el 14 de diciembre en el centro del Territorio de Washington (ahora estado de Washington ). Se evaluó una intensidad máxima de Mercalli de VIII ( Severo ) para varias ubicaciones, aunque se observó un temblor menos intenso en muchas otras ubicaciones en Washington, Oregon y Columbia Británica . Algunas de estas áreas periféricas intermedias informaron temblores de V ( Moderado ) a VII ( Muy fuerte ), pero se informaron intensidades tan altas como IV ( Leve ) en lugares tan distantes como Idaho y Montana . Debido a la ubicación remota del temblor principal y una serie de fuertes réplicas, el daño a las estructuras se limitó a unas pocas cabañas cerca de las áreas de mayor intensidad.

Debido a que el terremoto ocurrió antes de que los sismómetros estuvieran operando en la región, la magnitud del choque y su ubicación nunca se determinaron con precisión, pero se estudiaron los informes de intensidad disponibles para el evento y se propusieron varios epicentros para el evento con base en estos datos limitados. Un estudio presentó una Mw estimada _de 6,5 a 7,0, con una ubicación propuesta en el lado este de la cordillera de las Cascadas cerca del lago Chelan . Los resultados de un estudio separado indicaron que pudo haber sido un evento más grande, ubicando el choque en las Cascadas del Norte , justo al sur de la frontera entre Canadá y Estados Unidos en el lago Ross .

La zona de subducción de Cascadia rara vez influye en la parte occidental del estado de Washington, pero el terremoto de magnitud 7,3 de noviembre de 1873 cerca de la frontera entre California y Oregón puede haber estado asociado con ella. Aunque la actividad en el noroeste del Pacífico (especialmente al oeste de las Cascadas en Washington) se ha localizado ocasionalmente cerca de la zona de subducción , los terremotos allí ( Olympia en 1949 , Puget Sound en 1965 , Nisqually en 2001 ) han sido principalmente eventos intraslab . Un gran terremoto de magnitud 7 en la falla de Seattle en el año 900 d. C. puede haber generado un tsunami en Puget Sound . El evento de 1872 al este de las Cascadas no se entiende bien debido a la falta de registros instrumentales e informes confiables de intensidad percibida. ^{[4] [5]}

Como solo había seis sismómetros en funcionamiento en el estado de Washington y el oeste de Columbia Británica incluso en 1969, no hay suficientes registros instrumentales de eventos más antiguos en la región. Se desconocen las profundidades focales de los choques que ocurrieron antes de esa fecha, pero los sismólogos Bakun et al. concluyeron que el evento ocurrió en una falla poco profunda en el lado este de la Cordillera de las Cascadas. Emplearon un método desarrollado por WH Bakun y CM Wentworth para usar información de intensidad de terremotos que pudiera mapearse a una magnitud de momento correspondiente . Las intensidades de doce terremotos del siglo XX en el noroeste del Pacífico se utilizaron para la calibración antes de analizar las intensidades conocidas para el evento de 1872 en un intento de resolver la ubicación y la magnitud. Los informes se interpretaron de una manera que colocó el epicentro cerca del extremo sur del lago Chelan, pero otras consideraciones dejaron otros puntos focales plausibles tanto al norte como al noreste del lago. La magnitud se estimó en 6,5-7,0 con un 95% de confianza. ^[6]

Utilizando una estrategia similar, SD Malone y S. Bor analizaron las intensidades conocidas para el terremoto de 1872, luego compararon los patrones de intensidad para una serie de terremotos registrados instrumentalmente que también ocurrieron en el noroeste del Pacífico. Un factor que se tomó en consideración fue que para los terremotos que tienen mapas isosísmicos circulares o ligeramente elípticos, el epicentro suele estar cerca del centro del patrón, pero que para los terremotos donde también hay información instrumental disponible, el epicentro a veces no está donde se habría asumido que estaría, si solo hubiera estado disponible la información de intensidad (y ninguna información instrumental). Un mapa isosísmico del terremoto de Olympia de 1949 se presentó como un ejemplo de un patrón distorsionado o enrevesado que se atribuyó a las condiciones geológicas locales que atenuaron o amplificaron las ondas sísmicas , y se enfatizó que no tener en cuenta estas características locales podría llevar a una mala interpretación de las intensidades sentidas y a un epicentro mal ubicado. ^[7]

Malone y Bor realizaron tres simulaciones, con un evento de magnitud 7,4 proyectado a una profundidad de 60 km, pero tomaron en consideración las diferencias en atenuación tanto al este como al oeste de las cascadas. Se investigaron tres ubicaciones exploratorias, incluido el entorno en el extremo sur del lago Chelan que supuestamente tuvo importantes perturbaciones del suelo, su ubicación preferida cerca del lago Ross y una tercera ubicación al norte de la frontera entre Canadá y Estados Unidos que había sido propuesta mucho antes por WG Milne. Se eligió el sitio del lago Ross porque coincidía más estrechamente con su patrón isosísmico, pero no fue fuertemente preferido sobre el sitio de Milne, y la ubicación del lago Chelan fue excluida como epicentro, debido a las características de atenuación regional que requerían una ubicación más al oeste. Se investigaron varias profundidades, pero cada una tuvo poco impacto en los patrones isosísmicos por debajo de la intensidad VI, y dado que la mayoría de los terremotos del noroeste ocurren entre 40 y 60 km de profundidad, creen que el choque también se produjo cerca de esa profundidad, pero no descartaron la posibilidad de que fuera un evento más superficial. ^[8]

Sherrod y otros, utilizando LiDAR , identificaron un escarpe de falla en Spencer Canyon . El trabajo de campo posterior determinó que este escarpe de falla probablemente sea la ruptura del terreno que provocó el terremoto de 1872. ^[9] Las imágenes de LiDAR indican que el escarpe de falla tiene una longitud de 6 km (3,7 mi). Los estudios de excavación revelaron una falla inversa que se inclina hacia el noroeste y mide al menos 75 km (47 mi) de largo, que se movió por última vez entre 1856 y 1873 durante un solo terremoto. Los hallazgos estimaron el choque en M _w   6,7–7,3. ^[10]

Aunque el terremoto se sintió en una zona muy amplia (desde el océano Pacífico hasta Montana, y desde Columbia Británica hasta Oregón), la zona más afectada estaba en gran parte despoblada y existían muy pocas viviendas. Un edificio de troncos construido sobre sedimentos fluviales no consolidados cerca de la desembocadura del río Wenatchee tenía troncos del techo desprendidos y la cocina se desprendió del resto de la estructura. Otra cabaña de troncos entre Entiat y Winesap también sufrió daños en el techo. Las intensidades de Mercalli tan altas como VI ( fuerte ) alcanzaron la parte occidental del estado, cerca de la región altamente poblada de Puget Sound , y al sureste más allá de donde más tarde se encontraba el sitio del reactor nuclear de Hanford . ^[1]

Existe una relación entre la profundidad del sismo principal y la ocurrencia de réplicas, y varios terremotos del noroeste del Pacífico ilustran este vínculo, como el evento de febrero de 1981 de magnitud 5,5 en el lago Elk en el suroeste de Washington, que fue seguido por más de 1.000 en los primeros dos años. El terremoto de magnitud 7,3 de 1959 en el lago Hebgen en Montana tuvo una secuencia significativa de réplicas, y el evento de magnitud 7 de 1983 en Borah Peak fue seguido por cuatro réplicas. Por el contrario, los eventos intraslab (y los choques corticales por encima de la zona de subducción ) en el lado oeste de las Cascadas han tenido secuencias de réplicas insignificantes, que generalmente ascienden a un número mínimo de pequeñas réplicas. Por ejemplo, el temblor de Nisqually de 2001 ocurrió a casi 30 km de profundidad y fue seguido por solo cuatro pequeñas réplicas, y hubo una procesión similar para el terremoto de la isla de Vancouver de 1946 , un temblor de corteza de magnitud 7,6 que también tuvo una profundidad focal cercana a 30 km. ^[6]

Después del terremoto de 1872 hubo réplicas, y durante las primeras 24 horas fueron lo suficientemente fuertes como para sentirse en una amplia zona, desde Idaho hasta el sur de Columbia Británica. La intensidad de los temblores disminuyó con el paso del tiempo y después de un año todavía se producían, pero sólo se sentían en Wenatchee, el lago Chelan y Entiat. Bakun et al. mencionaron la considerable secuencia de réplicas como un fuerte indicio de que el terremoto inicial fue superficial. ^[2]

La zona de Entiat siguió siendo sísmicamente activa hasta bien entrado el siglo XX, lo que dio lugar a especulaciones de que los terremotos eran réplicas de larga duración del terremoto de 1872. ^[11]

• Lista de terremotos en Canadá
• Lista de terremotos en Estados Unidos
• Lista de terremotos en el estado de Washington
• Lista de terremotos históricos
• Roca Omak
• Falla del lago Ross

Fuentes

• Los científicos podrían estar descifrando el misterio del gran terremoto de 1872 – The Seattle Times
• Geología del lago Chelan – Universidad Central de Washington