La noche del 26 de enero de 1700, cerca de mil kilómetros del megacabalgamiento de Cascadia se rompieron en un terremoto de magnitud 8,7–9,2. La costa del noroeste del Pacífico se hundió entre uno y dos metros. Diez horas después, el tsunami inundó aldeas de la costa de Honshu. Ningún europeo lo dejó por escrito. La fecha se reconstruyó tres siglos más tarde juntando piezas: las marismas enterradas de la costa de Washington, el año de muerte de los cedros rojos y las píceas de Sitka ahogados por el agua salada, los registros de aldeas japonesas sobre una ola sin progenitor y las historias orales de las Primeras Naciones y tribus desde la isla de Vancouver hasta el norte de California.
El tsunami huérfano de 1700
Es el día 8 del mes 12 del año 12 de la era Genroku. En el calendario moderno es el 27 de enero de 1700. A lo largo de la costa pacífica de Honshu, el mar empieza a comportarse como un tsunami, pero nadie ha sentido temblar el suelo. En Miho, en la península de Izu, los aldeanos ven subir y bajar el agua de una forma tan extraña que los funcionarios locales lo anotan, aunque no se informa de daños. Más al norte, en Kuwagasaki, las casas son arrastradas y un incendio consume otras. En Ōtsuchi, los hornos de sal sufren daños. Más al sur, cerca de Tanabe, se inundan campos, cosechas y un almacén, y el agua llega al foso de un castillo. En un lugar tras otro, los funcionarios anotan el mismo hecho: no ha habido terremoto. En cada lugar, un funcionario letrado registra la inundación porque las inundaciones tienen consecuencias fiscales, y en cada lugar alguien escribe una versión de la misma frase: no hubo ningún terremoto.
Esas cuatro palabras son las que convirtieron la ola en un enigma. Los escribanos japoneses de 1700 vivían en una costa golpeada por tsunamis desde que alguien pudiera recordar, y tenían cuatro siglos de registros con los que comparar. Un tsunami sin terremoto sentido no era algo inaudito, pero un tsunami sin ningún terremoto sentido que alcanzara la mitad de la costa pacífica de Honshu era una anomalía digna de anotarse. Las olas pasaron a conocerse en la sismología histórica japonesa como el minashigo tsunami, el tsunami huérfano: una ola sin progenitor (Atwater et al. 2015).
El progenitor estaba a 7.500 kilómetros, al otro lado del Pacífico, en una costa donde en 1700 ningún europeo llevaba todavía registros escritos. Unas diez horas antes, poco después de las nueve de la noche del 26 de enero, hora local, el fondo del océano frente a lo que hoy son Washington, Oregón, el sur de la Columbia Británica y el norte de California se había desplazado entre cinco y veinte metros hacia el mar, y una enorme cantidad de agua salada se había desplazado con él.
La zona de subducción de Cascadia, en un diagrama
Para entender por qué ardió un horno de sal en Honshu en 1700, empieza en una dorsal mesooceánica frente a la costa de la Columbia Británica y Washington llamada dorsal de Juan de Fuca. Allí se está creando corteza oceánica basáltica nueva, que es empujada hacia el este a unos 28 mm al año, con una tasa de expansión total a través de la dorsal de unos 56 mm al año. Cuando esa corteza llega al margen norteamericano, unos diez millones de años más tarde, sigue siendo caliente y flotante para los estándares oceánicos, una placa joven, geológicamente hablando, y la placa continental, más grande, con la que se encuentra le cierra el paso. El límite de placas a lo largo del cual la corteza oceánica se hunde bajo Norteamérica es la zona de subducción de Cascadia. Se extiende entre 1.000 y 1.100 kilómetros, desde el punto triple de Mendocino, frente al norte de California, hasta la falla de Nootka, frente al centro de la isla de Vancouver, y consume litosfera oceánica a unos 30–40 milímetros al año (Hyndman y Wang 1995; Wang et al. 2003).
Esa litosfera oceánica no es una sola placa. La pieza más grande es la placa de Juan de Fuca propiamente dicha, entre las fallas transformantes de Blanco y Nootka. Al sur de la de Blanco se llama placa de Gorda; al norte de Nootka, placa Explorer. Las tres son restos de la placa de Farallón, mucho mayor, que lleva decenas de millones de años desapareciendo bajo Norteamérica. El arco volcánico de las Cascadas, Rainier, St. Helens, Hood, Shasta, Lassen, Garibaldi, se alza sobre la placa subducida allí donde esta alcanza las profundidades de fusión, unos cientos de kilómetros tierra adentro.
El límite en sí es una falla, llamada megacabalgamiento cuando se trata de un cabalgamiento largo, somero y asociado a la subducción, capaz de generar terremotos de magnitud 8 o 9. Como todos los megacabalgamientos de subducción, tiene una estructura que puede dividirse verticalmente en zonas según cómo se comporta entre terremotos. En su parte más somera, bajo la fosa y la cuña de sedimentos comprimidos llamada prisma de acreción, las rocas son frías, ricas en arcilla y débiles; tienden a reptar asísmicamente. Por debajo está la zona bloqueada, donde las dos placas están trabadas y acumulan una deformación elástica que algún día se liberará. Más abajo hay una zona de transición y, después, un intervalo más profundo donde las placas vuelven a deslizarse en silencio, a veces en pulsos lentos y rítmicos que hoy se conocen como temblor y deslizamiento episódicos.
La zona bloqueada, y por qué importa su posición
La posición y la anchura de la zona bloqueada de Cascadia importan enormemente, porque determinan el tamaño máximo de los terremotos que la falla puede albergar. En 1995, Roy Hyndman y Kelin Wang utilizaron medidas de flujo de calor, datos geodésicos y un modelo térmico para cartografiar esas zonas a lo largo de todo el margen de Cascadia. Sostuvieron que el borde profundo del comportamiento de deslizamiento intermitente (stick-slip) sigue aproximadamente la isoterma de 350 °C, con una transición al deslizamiento estable hasta unos 450 °C, y que la zona bloqueada de Cascadia se encuentra en gran parte mar adentro, en la parte somera de la falla, sin llegar a la costa (Hyndman y Wang 1995). Su modelo implicaba que los grandes terremotos de allí romperían sobre todo bajo el fondo marino: exactamente la geometría necesaria para generar un tsunami dañino en campo lejano.
A mediados de los años ochenta, nadie dudaba de que Cascadia fuera una zona de subducción: eso estaba claro desde los años sesenta. La pregunta abierta era si el límite de placas estaba realmente bloqueado y acumulando deformación, o si reptaba en silencio y disipaba la convergencia a cámara lenta. El registro sísmico no ayudaba. En un siglo de observación instrumental, Cascadia no había producido ni un solo terremoto en la interfaz de placas. Había dos interpretaciones posibles. O la falla era asísmica, en cuyo caso las ciudades y los reactores del noroeste del Pacífico no tenían ningún problema de megacabalgamiento, o estaba muy firmemente trabada, con el próximo episodio de deslizamiento todavía por delante. Tom Heaton y Stephen Hartzell, desde Pasadena, plantearon el argumento por analogía en Science en 1987: Cascadia comparte una placa subducida joven y flotante y una tasa de convergencia lenta con el sur de Chile, el suroeste de Japón y Colombia, lugares que han producido terremotos de magnitud 8 a 9,5 en tiempos que la gente aún recuerda. Si Cascadia estaba almacenando deformación, haría falta una secuencia de grandes terremotos, o un único gigante, para cerrar la brecha (Heaton y Hartzell 1987).
El argumento por analogía solo podía llegar hasta cierto punto. El registro físico tenía que estar en el propio margen, en lo que hubiera dejado tras de sí el último terremoto. A mediados de los años ochenta, Brian Atwater, del USGS, empezó a buscarlo en la costa de Washington.
Atwater en el río Copalis
El río Copalis con la marea baja, marzo de 1986. El río es poco profundo, la hierba de la marisma está fría y parda, y la marea arrastra el agua hacia el mar con la rapidez suficiente para dejar al descubierto, contra el canal, una pared vertical de turba parda y blanda y de lodo gris azulado. Brian Atwater ha llegado remando con una barrena manual y una azada japonesa de jardín llamada nejiri gama. Raspa una cara limpia y la observa durante un largo rato.
Lo que ve es un sándwich. En la base hay lodo gris de marea lleno de diatomeas marinas. Sobre ese lodo hay un contacto neto y luego una capa de 10–20 cm de turba con los tallos enraizados de plantas de marisma, junco de tres cantos, hierba cespitosa, troscart marítimo, conservados en posición de crecimiento. Sobre esa turba hay otro contacto neto, a veces cubierto por una capa delgada de arena fina y limpia, y después más lodo gris de marea. La turba es una marisma fósil. Son los restos de un humedal de agua dulce a salobre que creció aproximadamente al nivel actual de la pleamar y que luego fue ahogado de golpe: el suelo se hundió, entró el agua salada, la marisma murió y la marisma muerta quedó enterrada con la rapidez suficiente para que las hojas no se pudrieran antes de que el lodo las sellara (Atwater 1987).
La misma estratigrafía aparecía a lo largo de las costas de Washington y Oregón: en el Niawiakum y el Naselle, cerca de la bahía de Willapa; en el río Salmon, en Oregón; en la bahía de Netarts; en la bahía de Discovery. Seis suelos enterrados en 7.000 años en algunos sitios; el suelo enterrado más alto, siempre dentro de los últimos siglos. El artículo de Atwater de 1987 en Science sostenía que el único mecanismo plausible para estos ahogamientos sincrónicos y rápidos era la subsidencia tectónica: la que ocurre durante un gran terremoto de subducción cuando la placa superior, liberada del parche bloqueado, rebota de repente hacia el mar y hacia abajo. El delgado lecho de arena sobre varios de los suelos enterrados era casi con seguridad un depósito de tsunami (Atwater 1987).
Cómo una marisma enterrada registra un terremoto de megacabalgamiento
Una marisma anegada gradualmente, ya sea por una lenta subida del nivel del mar, por la erosión de una flecha litoral o por la falta de aporte de sedimento, deja una parte superior transicional: las especies salobres van entrando a lo largo de décadas y las de agua dulce van raleando. Los suelos enterrados de Cascadia tienen, en cambio, contactos nítidos como el filo de un cuchillo, y aparecen de forma sincrónica en estuarios que no comparten ninguna causa común plausible. Una tormenta tropical o la avulsión de un solo río no enterrarán suelos en el mismo instante en el Copalis, el Salmon y la bahía de Discovery. Encima de cada marisma enterrada hay, en muchos lugares, un manto delgado de arena con la selección granulométrica y los microfósiles marinos de un depósito de tsunami, no el lodo sin estructura de un relleno lento.
Atwater añadió una cuarta línea de evidencia en el propio estuario del Copalis: los bosques fantasma. El cedro rojo occidental (Thuja plicata) y la pícea de Sitka (Picea sitchensis) toleran los suelos húmedos, pero no la sal. Allí donde la costa se hundió 1–2 metros en 1700, árboles maduros que vivían por encima de la pleamar se encontraron de repente dentro del rango de la marea diaria. Los mató la intrusión de agua salada hasta las raíces, y murieron de pie. El cedro es extraordinariamente resistente a la putrefacción, así que los troncos han permanecido erguidos durante tres siglos, rodeados ahora de marisma salada. Muchos de los árboles del río Copalis conservan todavía la corteza. Son evidencia de la ruptura, todavía en pie en el suelo donde murieron (Yamaguchi et al. 1997).
A finales de los años ochenta, las evidencias de los suelos enterrados y los bosques fantasma habían convencido a la mayoría de los geólogos en activo del noroeste del Pacífico de que Cascadia producía grandes terremotos. La controversia restante giraba en torno al tamaño y la fecha del más reciente. La datación por radiocarbono de fragmentos vegetales del suelo enterrado más alto situaba el evento más reciente a finales del siglo XVII o principios del XVIII, con incertidumbres de varias décadas según el sitio. La ventana era lo bastante amplia como para dejar abiertas dos posibilidades inquietantes: una sola ruptura de magnitud 9 a lo largo de todo el margen, o una secuencia poco espaciada de rupturas menores, de magnitud 8, a lo largo de una o dos décadas. Las implicaciones de esos dos escenarios para el riesgo no son las mismas. Una única ruptura gigante mueve una gran cantidad de fondo marino de una vez y produce un tsunami transpacífico; una secuencia de magnitudes 8, en general, no.
Zanjar la cuestión exigía una datación más ajustada: hasta un solo año, idealmente hasta una sola estación de crecimiento. Una ventana de radiocarbono de treinta años no podía hacerlo. Los anillos de los árboles, sí.
Datación por anillos de árboles del terremoto de Cascadia de 1700
David Yamaguchi, dendrocronólogo de la Universidad de Washington, abordó el problema a principios de los años noventa. El principio de la dendrocronología es sencillo: los árboles de una misma especie en un mismo clima producen anillos anuales cuya anchura varía de un año a otro siguiendo un patrón compartido. Si se hace coincidir el patrón de una pieza de madera sin datar con el de una cronología de referencia larga y fechada con seguridad, puede leerse el año de calendario de cada anillo de la muestra desconocida. La técnica es rutinaria para las maderas arqueológicas del suroeste de Estados Unidos y para las catedrales medievales de Europa, donde las cronologías maestras son extremadamente largas. Para la costa de Washington, a principios de los años noventa, la cronología maestra tuvo que construirse desde cero.
Los cedros rojos de Cascadia resolvieron un problema pequeño pero importante en el camino hacia uno mayor. El cedro rojo es una especie de crecimiento lento y larga vida; algunos de los árboles muertos por la subsidencia de 1700 habían vivido varios siglos antes de morir, con recuentos de anillos de hasta unos 700–800 años. Yamaguchi y sus colegas recogieron secciones transversales de cedros y píceas muertos en pie en torno a la bahía de Willapa, el río Copalis, el río Johns en Grays Harbor y el bajo Columbia. Cofecharon esos troncos con cronologías de anillos de árboles de bosque viejo de las tierras altas que seguían vivos, construyendo hacia atrás desde el presente. Necesitaban el anillo más externo de cada árbol muerto, el último anillo que el árbol formó antes de morir.
El resultado de 1997, publicado como Scientific Correspondence en Nature, fue lo bastante ajustado como para ser definitivo. Los cedros rojos occidentales de sitios de la costa sur de Washington, entre ellos el río Copalis, el río Johns y el estuario del Niawiakum, tenían su anillo más externo conservado en 1699. Un artículo paralelo de Gordon Jacoby y sus colegas, publicado en Geology el mismo año, examinó árboles que habían sobrevivido a la subsidencia con un crecimiento alterado, incluidas píceas de Sitka a lo largo del río Columbia, y llegó al mismo intervalo de latencia (Jacoby et al. 1997). El anillo de 1699 estaba completo: el árbol había terminado su estación de crecimiento entera, incluida la madera tardía, densa y oscura, que se forma en otoño. No había ningún anillo parcial de 1700. Los árboles no murieron durante la estación de crecimiento de 1700. Murieron en latencia, entre el final de la estación de crecimiento de 1699 y el comienzo de la de 1700, es decir, en algún momento de la ventana de otoño a primavera de 1699–1700 (Yamaguchi et al. 1997). La fecha de Satake para el terremoto progenitor, la noche del 26 de enero de 1700, caía dentro de la ventana de latencia de Yamaguchi para los árboles moribundos (Satake et al. 1996).
La evidencia de los anillos hizo una cosa más. Como los troncos muertos se repartían a lo largo de al menos 90 kilómetros de la costa de Washington, y todos murieron en el mismo intervalo de latencia, la ruptura tenía que tener al menos esa longitud a lo largo del rumbo. Sumada a los suelos enterrados similares de Atwater, tan al sur como el río Salmon, en Oregón, y tan al norte como la isla de Vancouver, la muerte sincrónica implicaba un evento a escala de todo el margen. La datación por anillos hizo algo que el radiocarbono no podía: situó la muerte dentro de una única estación de latencia. Esa restricción vincula con fuerza los bosques fantasma de Washington a un único evento en estación de latencia, e hizo de una sola gran ruptura la explicación más sencilla. Las modelizaciones posteriores han mantenido vivo, en principio, un escenario de secuencia, pero los registros japoneses del tsunami siguen exigiendo al menos una ruptura muy grande de Cascadia la noche del 26 de enero de 1700: los dos escenarios que las dataciones por radiocarbono de los suelos enterrados no habían podido separar (Yamaguchi et al. 1997, corrigendum). Combinada con las marismas de Atwater enterradas de forma sincrónica desde el norte de California hasta la isla de Vancouver, la restricción de una sola estación es lo que sustenta la estimación superior de magnitud 9.
Los registros japoneses del tsunami: fijar la fecha en una sola noche
Mientras avanzaba el trabajo norteamericano, una línea de investigación independiente en Japón se acercaba al mismo problema desde sus archivos. Japón conserva registros utilizables de tsunamis dañinos desde al menos el siglo VII. En el periodo Edo, cuando el shogunato Tokugawa gobernaba el país desde Edo y exigía a los funcionarios de distrito presentar informes regulares sobre el tiempo, las cosechas y los desastres, los registros se vuelven densos y duraderos. La mayoría sobreviven en archivos de templos, diarios de samuráis, libros de registro de aldeas y libros de cuentas de comerciantes que perdieron mercancías en las inundaciones.
A principios de los años noventa, Kenji Satake, entonces en el Geological Survey of Japan, y sus colegas se propusieron localizar todos los registros del periodo Edo de un tsunami sin progenitor: una ola que llegara sin un terremoto sentido. La mayoría de los candidatos se deshacían al examinarlos en mareas de tormenta locales o en informes mal fechados de rupturas japonesas lejanas. Uno no. De al menos seis sitios de la costa pacífica de Honshu, Kuwagasaki, Tsugaruishi y Otsuchi, en Iwate; Nakaminato, en Ibaraki; Miho, en la península de Izu; y Tanabe, en Wakayama, registros independientes describían un tsunami con alturas de remonte (run-up) de entre 1,5 y 5 metros, aproximadamente, que llegó en la madrugada del día 8 del mes 12 de Genroku 12 (Satake et al. 1996; Atwater et al. 2015).
Convertida mediante la equivalencia entre los calendarios japonés y gregoriano, la fecha Genroku 12.12.8 cae en el 27 de enero de 1700 del calendario occidental. Trabajando hacia atrás desde las horas de llegada en múltiples sitios japoneses, y usando modelos de tiempo de viaje de tsunamis calibrados con eventos más recientes, el equipo de Satake situó la fuente al otro lado del Pacífico. Eliminando cada alternativa plausible, Sudamérica, Kamchatka, Alaska, las Aleutianas, todas sin registros contemporáneos de terremotos para ese día, llegaron a Cascadia. Las horas de llegada de la ola a Japón, dada la trayectoria de círculo máximo, implicaban una ruptura hacia las 21:00, hora local del Pacífico, del 26 de enero de 1700. Las alturas de ola registradas en los relatos japoneses implicaban una magnitud de momento cercana a 9, con una longitud de ruptura del orden de 1.000 kilómetros y un deslizamiento medio cercano a 20 metros (Satake et al. 1996; Satake et al. 2003).
Las dos reconstrucciones se habían construido de forma independiente, en dos idiomas y a partir de archivos separados por un océano, y se encontraron en la misma noche. El lodo de Atwater era preciso hasta unas pocas décadas. El trabajo de Yamaguchi con los anillos lo redujo a una única estación de latencia, del otoño de 1699 a la primavera de 1700. Los libros de cuentas japoneses fueron la tercera restricción, y lo estrecharon hasta un lapso de horas.
Satake, Wang y Atwater dieron continuidad al artículo de 1996 con una reconstrucción más detallada en 2003 en el Journal of Geophysical Research, usando la variación de la altura de ola entre los sitios japoneses para acotar la distribución del deslizamiento en la falla. Su solución preferida era una ruptura de aproximadamente 1.100 kilómetros con un deslizamiento medio de unos 19 m, lo que daba una magnitud de momento cercana a 9 (Satake et al. 2003). Una década después, Pei-Ling Wang y sus colegas tomaron el enfoque inverso: en lugar de trabajar hacia atrás desde los registros japoneses del tsunami, trabajaron hacia adelante a partir de nuevas estimaciones, derivadas de microfósiles, de cuánto se hundió la costa norteamericana en 1700 en decenas de sitios entre el norte de California y la isla de Vancouver. Su modelo preferido requería un deslizamiento heterogéneo, con parches de alto momento separados por segmentos de menor deslizamiento, más parecido en carácter a lo que hoy se observa en grandes rupturas registradas instrumentalmente como Tohoku 2011 y Maule 2010, y daba una magnitud de entre 8,7 y 9,2, aproximadamente (Wang et al. 2013).
Memoria costera
Los registros japoneses sobrevivieron porque se pusieron por escrito, en una escritura y una lengua con una tradición archivística continua. En la costa norteamericana los registros también existían; eran hablados en lugar de escritos, y la diferencia importaría durante tres siglos.
A lo largo de la costa, desde el norte de California hasta el extremo norte de la isla de Vancouver, los pueblos que vivieron la noche del 26 de enero de 1700 hicieron lo que la gente suele hacer tras una catástrofe: contaron historias sobre ella; historias insertas en narraciones más amplias sobre el orden del mundo y las acciones de seres poderosos, a menudo un gran pájaro (el Pájaro del Trueno) y una gran ballena, cuyas batallas causan tanto temblores del suelo como grandes inundaciones. Existen versiones de esta historia entre los yurok y los tolowa del norte de California, los tillamook y los siletz de Oregón, los quileute, quinault, hoh, makah y lummi de Washington, y los huu-ay-aht (ohiaht), hesquiaht, nuu-chah-nulth y kwakwaka’wakw de la isla de Vancouver (Ludwin et al. 2005).
El más específico de estos relatos procede de la bahía de Pachena, en la costa suroeste de la isla de Vancouver. En 1964, el anciano huu-ay-aht Louis Clamhouse grabó para el etnógrafo Eugene Arima la historia de cómo la gente de la aldea de la bahía de Pachena fue destruida en una sola noche. La tierra tembló; el mar subió; quienes vivían en la playa se ahogaron donde dormían; solo sobrevivieron quienes estaban en aldeas más altas o quienes casualmente se hallaban en otra parte. Clamhouse situó el evento en el tiempo por cómputo genealógico, contando hacia atrás a través de su familia hasta aproximadamente principios del siglo XVIII. Ludwin y sus colegas, ponderando estimaciones comparables de las tradiciones orales de toda la costa de Cascadia, hallaron una fecha mediana de 1701, dentro del margen de error de la fecha fijada por la evidencia japonesa y la de los anillos de los árboles (Ludwin et al. 2005). La historia no sabe nada de mareas ni de megacabalgamientos. Lo que tiene es una noche de invierno, una sacudida violenta, el mar subiendo sobre la playa, una aldea desaparecida por la mañana.
Ruth Ludwin, entonces sismóloga investigadora en la Universidad de Washington, dirigió el equipo que comparó sistemáticamente estas historias orales con el registro paleosísmico. El artículo de 2005 en Seismological Research Letters, escrito en coautoría entre comunidades de las Primeras Naciones y tribales, la arqueología y la geología, tomó las historias como datos. Se preguntó si el evento registrado en el lodo y en los anillos de los árboles podía descubrirse también en las narraciones que los pueblos costeros llevaban transmitiendo desde hacía diez generaciones.
La evidencia geológica reconstruye el evento. Las historias orales conservan lo que fue vivirlo. La pregunta que queda es con qué frecuencia la costa ha vivido una noche así, y con qué frecuencia volverá a vivirla.
¿Con qué frecuencia ocurre un gran terremoto de Cascadia?
Para estimar lo peligrosa que es Cascadia en una escala de tiempo humana, necesitas muchos terremotos, no uno. El evento de 1700 es el más reciente de una larga serie, y la larga serie vive sobre todo bajo el agua.
El archivo relevante está mar adentro, en la cuenca de Cascadia, en cañones y canales submarinos que drenan el talud continental hacia la llanura abisal. Cuando el margen se sacude con la fuerza suficiente, el sedimento encaramado en la parte alta del talud falla simultáneamente en muchos lugares. Esas roturas se funden en corrientes de turbidez, densas avalanchas submarinas de arena y lodo que se precipitan cañón abajo depositando un lecho gradado llamado turbidita: grueso en la base y cada vez más fino hacia arriba. Un solo gran terremoto produce una turbidita simultáneamente en muchos sistemas de canales a lo largo del rumbo; una tormenta o un único deslizamiento, no. El margen de Cascadia se presta inusualmente bien a este tipo de registro porque sus cañones submarinos alimentan sistemas de canales largos y organizados con una sedimentación de fondo baja, de modo que cada turbidita se mantiene diferenciada y legible.
Chris Goldfinger y sus colegas de la Universidad Estatal de Oregón pasaron dos décadas catalogando estos lechos en testigos de pistón desde la isla de Vancouver hasta el cabo Mendocino. Su USGS Professional Paper 1661-F de 2012 informó de turbiditas sincrónicas en múltiples sitios que coinciden, dentro del error del radiocarbono, con la fecha y el número de los terremotos de suelos enterrados en tierra. Su registro se extiende hacia atrás a través del Holoceno hasta hace unos 10.000 años, con la ceniza del monte Mazama que formó Crater Lake hace unos 7.700 años como marcador estratigráfico a media sección (Goldfinger et al. 2012).
A lo largo de todo el margen, el catálogo registra del orden de 19 rupturas de longitud completa en los últimos 10.000 años aproximadamente, más otras veintitantas rupturas parciales que rompieron segmentos más cortos, sobre todo meridionales. El intervalo medio de recurrencia de los eventos de margen completo es de unos 500 años; el rango va aproximadamente de 200 a 1.000 años. El evento de 1700 fue una ruptura de margen completo (Goldfinger et al. 2012). Trabajos más recientes que usan turbiditas abisales en el sur de Cascadia y nuevas cronologías de depósitos de tsunami en la isla de Vancouver (Tanigawa et al. 2022) son, en líneas generales, coherentes con el marco de Goldfinger, aunque el recuento preciso y la segmentación de las rupturas parciales siguen siendo objeto de un debate activo.
El próximo terremoto probablemente se parecerá a grandes rasgos al de 1700, magnitud 8,7 a 9,2, varios minutos de sacudida fuerte, uno a dos metros de subsidencia costera, tsunami transpacífico, pero con la posibilidad de ser una ruptura menor y segmentada que rompa solo una parte del margen. Como la distribución de recurrencia es amplia, el tiempo transcurrido desde 1700 (ahora 326 años) no implica por sí solo que el próximo evento sea inminente o esté atrasado. Implica que la probabilidad condicional de una gran ruptura en los próximos 50 años no es trivial —las estimaciones publicadas se agrupan en torno al 10–14 % para un M9 de margen completo en los próximos 50 años, con la probabilidad de cualquier ruptura de Cascadia, incluidos los eventos solo del segmento sur, más cerca de uno entre tres (Goldfinger et al. 2012)—, y que esta probabilidad seguirá subiendo.
¿Cómo será el próximo terremoto de Cascadia?
El terremoto de 1700 es el plano más limpio que nadie tiene del próximo terremoto de Cascadia, pero no es el único. El argumento del análogo moderno se ha fortalecido mucho en las dos últimas décadas, porque el mundo ha sido generoso en grandes terremotos de subducción que pueden medirse en lugar de inferirse.
El terremoto de Maule de magnitud 8,8 del 27 de febrero de 2010, en el sur de Chile, rompió un margen similar al de Cascadia, con una tasa de convergencia y una edad de placa comparables, y produjo una subsidencia costera del mismo orden. El terremoto de Tohoku-oki de magnitud 9,1 del 11 de marzo de 2011, en Japón, rompió una zona bloqueada más larga con un deslizamiento muy alto cerca de la fosa, anegó la costa de Sanriku bajo olas de tsunami de hasta unos 40 metros localmente, y mató a unas 15.900 personas y dejó otras 2.500 desaparecidas. Tohoku sorprendió a los sismólogos de dos maneras: el parche de deslizamiento que rompió hasta la fosa fue mayor de lo que predecían los modelos previos al evento, y la ruptura liberó tanta energía que la sacudida del suelo en Sendai duró más de tres minutos. La modelización de Cascadia incorpora ahora de forma rutinaria escenarios extremos de tipo Tohoku, con deslizamiento hasta la fosa y sacudidas de larga duración (Wang et al. 2013).
El terremoto de Mandalay de magnitud 7,7 del 28 de marzo de 2025, en la falla de Sagaing, en Myanmar (Mw 7,7 según el USGS; Mw 7,8 en algunos estudios sismológicos), ofreció una lección de otro tipo. La de Sagaing es una falla de desgarre, no un megacabalgamiento, así que su mecanismo no se parece al de Cascadia. El rasgo interesante fue la velocidad de ruptura. Tras una fase inicial bilateral, la rama que avanzaba hacia el sur se aceleró por encima de la velocidad local de las ondas de cizalla, hasta unos 5 km/s, y mantuvo esa velocidad supercizalla (supershear) a lo largo de un segmento de al menos 200 km, y algunos modelos cinemáticos extienden el intervalo supercizalla más hacia el sur según cómo se defina el límite del segmento (Wei et al. 2025; Goldberg et al. 2025). La ruptura total rompió unos 475 km de la Sagaing, una de las rupturas continentales de desgarre más largas de las que hay registro, en el mismo rango que los eventos de San Francisco de 1906 y de Fort Tejon de 1857. El resultado fue un desgarro inusualmente largo e inusualmente rápido para una magnitud 7,7, con una sacudida violenta cerca de la falla a lo largo de cientos de kilómetros y comparaciones, como análogo moderno, con el terremoto de San Francisco de 1906 (Goldberg et al. 2025; Vera et al. 2025).
No se espera que el margen de Cascadia albergue una ruptura de desgarre supercizalla del mismo modo: la geometría del megacabalgamiento no es la adecuada para ello. Pero el terremoto de Mandalay sí remacha un punto más general: que las relaciones de escala empíricas usadas para pronosticar los movimientos del suelo se basan en una muestra pequeña de grandes eventos, y que el próximo gran terremoto, en cualquier lugar, todavía puede producir sorpresas que el anterior no anticipó. Una ruptura de Cascadia en 2030 o en 2080 no será una copia al carbón de la de 1700.
¿Cómo se preparan las comunidades del noroeste del Pacífico para el próximo terremoto de Cascadia?
Entre el cabo Mendocino y el extremo norte de la isla de Vancouver viven aproximadamente entre nueve y diez millones de personas. Las ciudades de Vancouver, Victoria, Seattle, Tacoma, Olympia, Portland, Eugene y Eureka se encuentran todas dentro de la huella de sacudida fuerte de una ruptura de Cascadia a escala de todo el margen. La costa exterior, playas y pueblos pequeños de Tofino a Ocean Shores, Cannon Beach o Crescent City, está dentro de la zona de inundación por tsunami modelizada para una fuente de Cascadia, con tiempos de llegada a las playas más cercanas de aproximadamente 15 a 30 minutos tras el inicio de la ruptura. Una repetición de 1700 en 2030 o en 2050 sería el mayor desastre natural de la historia documentada tanto de Canadá como de los Estados Unidos contiguos.
Desde mediados de la década de 2010, la comprensión pública se ha puesto a la altura de la ciencia, y la región ha pasado de la concienciación a la preparación. Washington y Oregón exigen ahora que las nuevas estructuras críticas, escuelas, hospitales, puentes, se diseñen frente a movimientos del suelo de Cascadia que incluyan explícitamente sacudidas de larga duración y baja frecuencia. Los edificios antiguos de mampostería no reforzada de Seattle y Portland siguen siendo un grave problema para la seguridad de las personas, pero existen programas de refuerzo y están en marcha.
Las comunidades costeras han adoptado mapas de inundación por tsunami con fuerza legal. Las rutas de evacuación están señalizadas y se recorren a pie. En Westport, Washington, y en el distrito escolar de Ocosta, hay estructuras de evacuación vertical construidas expresamente a menos de quince minutos a pie de la rompiente, diseñadas para dar a quienes no pueden llegar a terreno alto algo a lo que subirse.
ShakeAlert, operado por el U.S. Geological Survey con socios en Caltech, la UC Berkeley, la Universidad de Washington, la Universidad de Oregón y la Universidad Central de Washington, lleva emitiendo alertas sísmicas tempranas al público en California desde 2019, en Oregón desde marzo de 2021 y en Washington desde mayo de 2021. La versión 3 del software entró en funcionamiento en 2024 y añadió entradas geodésicas, GPS de alta frecuencia, que permiten al sistema seguir el crecimiento de la magnitud en tiempo real durante el primer minuto de una gran ruptura. Es el tipo de capacidad que la experiencia de Tohoku-oki de 2011 demostró que era esencial; sin ella, el sistema de alerta tiende a subestimar los eventos de magnitud 8 y 9 desde sus primeros segundos (McGuire et al. 2025). El despliegue de la red de estaciones sísmicas y geodésicas en el noroeste del Pacífico está en su fase final, con la cobertura completa en vías de alcanzarse en los próximos años (McGuire et al. 2025). El sistema de alerta no evita los terremotos; da, según la distancia a la ruptura, de unos segundos a un par de minutos de aviso antes de que llegue la sacudida fuerte.
Las comunidades indígenas se han ido preparando a su manera. La Primera Nación Huu-ay-aht, cuyos antepasados vivían en la aldea de la bahía de Pachena destruida en 1700, construyó un nuevo edificio administrativo en terreno alto sobre la bahía para que los residentes tengan adónde evacuar verticalmente; la aldea de Anacla sigue en las cotas bajas, pero hay planes para trasladarla. La tribu quileute de La Push, Washington, ha trasladado su escuela y su centro tribal cuesta arriba en una reubicación respaldada por el gobierno federal. Los makah de Neah Bay han hecho una planificación similar. Estos traslados aplican una historia de 326 años a un problema que, geológicamente, es seguro que se repetirá, aunque ni la ciencia ni la tradición oral pueden decirnos en qué década.
Cascadia no va a romperse hoy. Se romperá, y el reloj que marca cuándo empezó a correr hace 326 años.
Lodo de marisma en el Copalis, troncos de cedro muertos en el río Johns, libros de registro oficiales en Edo: tres siglos después, los tres reconstruyen la misma noche con una precisión de horas respecto al momento en que ocurrió. Lo mismo hace la historia que Louis Clamhouse contó a Eugene Arima en 1964, en una lengua que ninguno de los geólogos implicados sabía leer.
Preguntas frecuentes
¿Por qué se llama «huérfano» al tsunami de 1700? Los registros costeros japoneses del evento de 1700 describen un tsunami dañino que llegó sin que se sintiera ningún terremoto en Japón. En la sismología histórica japonesa, un tsunami cuyo terremoto progenitor se desconoce se llama minashigo tsunami o «tsunami huérfano». El evento de 1700 permaneció huérfano durante casi tres siglos, hasta que Satake y sus colegas identificaron en 1996 la zona de subducción de Cascadia como su fuente.
¿En qué se diferencia la zona de subducción de Cascadia de la falla de San Andrés? Son tipos de falla completamente distintos. La de San Andrés es un límite transformante donde las placas del Pacífico y de Norteamérica se deslizan horizontalmente una junto a la otra; produce terremotos de magnitud 7 a 7,5 aproximadamente, como la ruptura de San Francisco de 1906. La zona de subducción de Cascadia es un límite de cabalgamiento donde la placa de Juan de Fuca se hunde bajo Norteamérica; puede producir terremotos de magnitud 8 a 9 y tsunamis transpacíficos. Los dos sistemas se encuentran en el punto triple de Mendocino, frente al norte de California.
¿Qué es el temblor y deslizamiento episódicos? Por debajo de la zona bloqueada sismogénica del megacabalgamiento de Cascadia, el límite de placas se desliza en silencio en pulsos rítmicos que duran de días a semanas, acompañados de un tenue temblor sísmico. Estos eventos se registran mediante redes de GPS y sismómetros desde principios de la década de 2000 y se repiten a intervalos de unos 14 meses bajo la isla de Vancouver. Liberan deformación acumulada sin producir sacudidas fuertes y no son terremotos en el sentido convencional.
¿Podría un terremoto de Cascadia afectar a ciudades del interior como Seattle y Portland? Sí. Una ruptura de Cascadia de margen completo produciría una sacudida fuerte y de larga duración, de varios minutos, en todo el antearco de Cascadia, incluidas Seattle, Tacoma, Olympia, Portland, Eugene, Victoria y Vancouver. Las ciudades del interior están fuera de la zona de inundación por tsunami, pero están expuestas al mismo movimiento del suelo que la costa, con el peligro añadido de la amplificación de cuenca en las áreas metropolitanas de Seattle y Portland.
