Na noite de 26 de janeiro de 1700, cerca de mil quilômetros da megafalha de Cascádia se romperam em um terremoto de magnitude 8,7–9,2. A costa do Noroeste do Pacífico afundou de um a dois metros. Dez horas depois, o tsunami inundou aldeias na costa de Honshu. Nenhum europeu o registrou por escrito. A data foi reconstruída três séculos mais tarde juntando marismas soterradas na costa de Washington, o ano da morte de cedros-vermelhos e abetos-de-Sitka afogados pela água salgada, registros de aldeias japonesas sobre uma onda sem pai e as histórias orais das Primeiras Nações e das tribos, da ilha de Vancouver ao norte da Califórnia.
O tsunami órfão de 1700
É o 8º dia do 12º mês de Genroku 12. Pelo calendário moderno, é 27 de janeiro de 1700. Ao longo da costa do Pacífico de Honshu, o mar começa a se comportar como um tsunami, mas ninguém sentiu o chão tremer. Em Miho, na península de Izu, os moradores veem a água subir e descer de um jeito tão estranho que as autoridades locais o registram, embora nenhum dano seja relatado. Mais ao norte, em Kuwagasaki, casas são arrastadas e um incêndio consome outras. Em Ōtsuchi, fornos de sal são danificados. Mais ao sul, perto de Tanabe, campos, plantações e um armazém são inundados, e a água chega ao fosso de um castelo. Em um lugar após o outro, os funcionários anotam o mesmo fato: não tinha havido terremoto. Em cada lugar, um funcionário letrado registra a inundação porque inundação tem consequências fiscais, e em cada lugar alguém escreve uma versão da mesma frase: não houve nenhum terremoto.
Essas quatro palavras são o que fez da onda um enigma. Os escrivães japoneses de 1700 viviam numa costa castigada por tsunamis desde que qualquer um conseguia se lembrar, e dispunham de quatro séculos de registros para comparação. Um tsunami sem um terremoto sentido não era inédito, mas um tsunami sem nenhum terremoto sentido, atingindo metade da costa do Pacífico de Honshu, era uma anomalia digna de nota. Na sismologia histórica japonesa, as ondas passaram a ser conhecidas como o tsunami minashigo, o tsunami órfão: uma onda sem pais (Atwater et al. 2015).
O progenitor estava a 7.500 quilômetros de distância, do outro lado do Pacífico, numa costa onde, em 1700, nenhum europeu ainda mantinha registros escritos. Cerca de dez horas antes, logo depois das nove da noite de 26 de janeiro, no horário local, o assoalho oceânico ao largo do que hoje são Washington, Oregon, o sul da Colúmbia Britânica e o norte da Califórnia havia se deslocado entre cinco e vinte metros em direção ao mar, e uma enorme quantidade de água salgada havia se deslocado com ele.
A zona de subducção de Cascádia, em um diagrama
Para entender por que um forno de sal de Honshu pegou fogo em 1700, comece numa dorsal meso-oceânica ao largo da costa da Colúmbia Britânica e de Washington, chamada dorsal Juan de Fuca. Ali, crosta oceânica basáltica nova está sendo produzida e empurrada para leste a cerca de 28 mm por ano, com uma taxa total de espalhamento através da dorsal de cerca de 56 mm por ano. Quando essa crosta chega à margem norte-americana, aproximadamente dez milhões de anos depois, ainda está quente e flutuante pelos padrões oceânicos, uma placa jovem, em termos geológicos, e a placa continental, maior, que ela encontra está no caminho. A fronteira de placas ao longo da qual a crosta oceânica mergulha sob a América do Norte é a zona de subducção de Cascádia. Ela se estende por cerca de 1.000 a 1.100 quilômetros, da junção tríplice de Mendocino, ao largo do norte da Califórnia, até a falha de Nootka, ao largo do centro da ilha de Vancouver, e consome litosfera oceânica a cerca de 30–40 milímetros por ano (Hyndman e Wang 1995; Wang et al. 2003).
Essa litosfera oceânica não é uma placa única. O maior fragmento é a própria placa Juan de Fuca, entre as falhas transformantes de Blanco e Nootka. Ao sul de Blanco, ela é chamada de placa Gorda; ao norte de Nootka, de placa Explorer. As três são remanescentes da placa Farallon, muito maior, que vem desaparecendo sob a América do Norte há dezenas de milhões de anos. O arco vulcânico das Cascatas — Rainier, Santa Helena, Hood, Shasta, Lassen, Garibaldi — ergue-se acima da placa descendente onde ela atinge profundidades de fusão, algumas centenas de quilômetros continente adentro.
A própria fronteira é uma falha, chamada de megafalha de empurrão (megathrust) quando é uma falha de empurrão longa, rasa e associada à subducção, capaz de gerar terremotos de magnitude 8 ou 9. Como todas as megafalhas de subducção, tem uma estrutura que pode ser fatiada verticalmente em zonas, conforme o seu comportamento entre os terremotos. Na parte mais rasa, sob a fossa e a cunha de sedimentos espremidos chamada prisma acrescionário, as rochas são frias, ricas em argila e fracas; tendem a rastejar de forma assísmica. Abaixo delas está a zona travada, onde as duas placas estão presas uma à outra e acumulando deformação elástica que um dia será liberada. Abaixo dela fica uma zona de transição e, mais fundo, um intervalo em que as placas voltam a deslizar silenciosamente, às vezes em pulsos lentos e rítmicos hoje conhecidos como tremor e deslizamento episódicos.
A zona travada e por que sua posição importa
A posição e a largura da zona travada de Cascádia importam enormemente, porque definem o tamanho máximo dos terremotos que a falha pode gerar. Em 1995, Roy Hyndman e Kelin Wang usaram medições de fluxo de calor, dados geodésicos e um modelo térmico para mapear essas zonas ao longo de toda a margem de Cascádia. Argumentaram que a borda mais profunda do comportamento de stick-slip acompanha, grosso modo, a isoterma de 350 °C, com uma transição para o deslizamento estável até cerca de 450 °C, e que a zona travada em Cascádia fica em grande parte ao largo da costa, na porção mais rasa em relação a ela (Hyndman e Wang 1995). O modelo implicava que os grandes terremotos ali romperiam sobretudo sob o fundo do mar: exatamente a geometria necessária para gerar um tsunami de campo distante capaz de causar danos.
Em meados da década de 1980, ninguém duvidava de que Cascádia era uma zona de subducção: isso estava claro desde a década de 1960. A questão em aberto era se a fronteira de placas estava de fato travada e acumulando deformação, ou se estava deslizando em silêncio, absorvendo a convergência em câmera lenta. O registro sísmico não ajudava. Em um século de observação instrumental, Cascádia não havia produzido nenhum terremoto na interface entre as placas. Duas interpretações eram possíveis. Ou a falha era assísmica, caso em que as cidades e os reatores do Noroeste do Pacífico não tinham nenhum problema de megafalha, ou estava firmemente travada, com o próximo evento de deslizamento ainda por vir. Tom Heaton e Stephen Hartzell, trabalhando a partir de Pasadena, fizeram o argumento por analogia na Science em 1987: Cascádia compartilha uma placa descendente jovem e flutuante e uma baixa taxa de convergência com o sul do Chile, o sudoeste do Japão e a Colômbia, lugares que já produziram, dentro da memória de quem ainda vive, terremotos de magnitude 8 a 9,5. Se Cascádia estava armazenando deformação, seria necessária uma sequência de grandes terremotos, ou um único gigante, para preencher a lacuna (Heaton e Hartzell 1987).
O argumento por analogia só podia ir até certo ponto. O registro físico tinha de estar na própria margem, naquilo que o último terremoto havia deixado para trás. Em meados da década de 1980, Brian Atwater, do USGS, começou a procurá-lo na costa de Washington.
Atwater no rio Copalis
O rio Copalis na maré baixa, março de 1986. O rio é raso, o capim da marisma está frio e marrom, e a maré puxa a água em direção ao mar com rapidez suficiente para expor, junto ao canal, uma face vertical de turfa marrom e macia e de lama cinza-azulada. Brian Atwater chegou remando com um trado manual e uma enxada japonesa de jardim chamada nejiri gama. Ele raspa uma face limpa e fica olhando para ela por um bom tempo.
O que ele vê é um sanduíche. Na base, há lama cinzenta de maré, repleta de diatomáceas marinhas. Sobre essa lama há um contato nítido e, em seguida, uma camada de turfa de 10–20 cm com os caules enraizados de plantas de marisma — three-square bulrush, tufted hairgrass, sea arrowgrass —, preservados em posição de crescimento. Sobre essa turfa há outro contato nítido, às vezes coberto por uma fina camada de areia fina e limpa e, depois, mais lama cinzenta de maré. A turfa é uma marisma fóssil. São os restos de uma área úmida de água doce a salobra que crescia aproximadamente no nível da maré alta atual e foi então afogada de repente: o terreno afundou, a água salgada entrou, a marisma morreu, e a marisma morta foi soterrada com rapidez suficiente para que as folhas não apodrecessem antes que a lama as selasse (Atwater 1987).
A mesma estratigrafia apareceu ao longo das costas de Washington e do Oregon: no Niawiakum e no Naselle, perto da baía de Willapa; no rio Salmon, no Oregon; na baía de Netarts; na baía de Discovery. Seis solos soterrados em 7.000 anos em alguns locais; o solo soterrado mais superficial sempre dentro dos últimos séculos. O artigo de Atwater de 1987 na Science sustentava que o único mecanismo plausível para esses afogamentos síncronos e rápidos era a subsidência tectônica: o tipo que ocorre durante um grande terremoto de subducção, quando a placa superior, liberada do trecho travado, se recupera de repente em direção ao mar e para baixo. A fina camada de areia no topo de vários dos solos soterrados era quase certamente um depósito de tsunami (Atwater 1987).
Como uma marisma soterrada registra um terremoto de megafalha
Uma marisma inundada aos poucos, seja por uma lenta elevação do nível do mar, por um pontal arenoso em erosão ou por escassez de sedimentos, deixa um topo transicional: espécies salobras avançando ao longo de décadas, as de água doce rareando. Os solos soterrados de Cascádia, ao contrário, têm contatos em fio de faca, que aparecem de forma síncrona em estuários sem nenhuma causa comum plausível. Uma tempestade tropical ou uma única avulsão fluvial não soterra solos no mesmo instante no Copalis, no Salmon e na baía de Discovery. No topo de cada marisma soterrada, em muitos lugares, há uma fina camada de areia, com a seleção granulométrica e os microfósseis marinhos de um depósito de tsunami, e não a lama sem estrutura de um assoreamento lento.
Atwater acrescentou uma quarta linha de evidência no próprio estuário do Copalis: as florestas fantasma. O cedro-vermelho-do-oeste (Thuja plicata) e o abeto-de-Sitka (Picea sitchensis) toleram solos úmidos, mas não o sal. Onde a costa afundou 1–2 metros em 1700, árvores adultas que viviam acima da maré alta de repente se viram dentro da faixa diária de variação da maré. Foram mortas pela intrusão de água salgada até as raízes e morreram em pé. O cedro é extraordinariamente resistente ao apodrecimento, de modo que os troncos permaneceram eretos por três séculos, cercados agora por marisma salgada. Muitas das árvores do rio Copalis ainda têm casca. São a evidência da ruptura, ainda de pé no solo onde morreram (Yamaguchi et al. 1997).
No fim da década de 1980, as evidências dos solos soterrados e das florestas fantasma haviam convencido a maioria dos geólogos em atividade no Noroeste do Pacífico de que Cascádia produzia grandes terremotos. A controvérsia que restava dizia respeito ao tamanho e à época do mais recente. A datação por radiocarbono de fragmentos de plantas no solo soterrado mais superficial situava o evento mais recente no final do século XVII ou no início do século XVIII, com incertezas de várias décadas em cada local. A janela era larga o bastante para deixar em aberto duas possibilidades inquietantes: uma única ruptura de magnitude 9 ao longo de toda a margem, ou uma sequência, em intervalos curtos, de rupturas menores de magnitude 8 ao longo de uma ou duas décadas. As implicações para o perigo desses dois cenários não são as mesmas. Uma única ruptura gigante desloca uma enorme quantidade de assoalho oceânico de uma só vez e produz um tsunami transpacífico; uma sequência de eventos de magnitude 8, em geral, não.
Resolver a questão exigia uma datação mais precisa: até um único ano, idealmente uma única estação de crescimento. Uma janela de trinta anos de radiocarbono não conseguia isso. Os anéis de árvores conseguiam.
Datação do terremoto de Cascádia de 1700 pelos anéis de árvores
David Yamaguchi, dendrocronólogo da Universidade de Washington, assumiu o problema no início da década de 1990. O princípio da dendrocronologia é simples: árvores da mesma espécie no mesmo clima produzem anéis anuais cuja largura varia de ano para ano segundo um padrão comum. Basta casar o padrão de um pedaço de madeira sem data com o de uma longa cronologia de referência com datação segura, e é possível ler o ano do calendário de cada anel da amostra desconhecida. A técnica é rotineira para madeiras arqueológicas do sudoeste dos Estados Unidos e para as catedrais medievais da Europa, onde as cronologias-mestras são extremamente longas. Para a costa de Washington no início da década de 1990, a cronologia-mestra tinha de ser construída do zero.
Os cedros-vermelhos de Cascádia resolveram um problema pequeno, porém importante, no caminho para um maior. O cedro-vermelho é uma espécie de crescimento lento e vida longa; algumas das árvores mortas pela subsidência de 1700 já estavam vivas havia vários séculos antes de morrer, com contagens de anéis de cerca de 700–800 anos. Yamaguchi e colegas coletaram seções transversais de troncos mortos em pé de cedro e abeto ao redor da baía de Willapa, do rio Copalis, do rio Johns, em Grays Harbor, e do baixo rio Columbia. Fizeram a datação cruzada desses troncos com cronologias de anéis de árvores de florestas antigas das terras altas que ainda estavam vivas, construindo-as retroativamente a partir do presente. Precisavam do anel mais externo de cada árvore morta, o último anel que a árvore formou antes de morrer.
O resultado de 1997, publicado como Scientific Correspondence na Nature, foi preciso o bastante para ser definitivo. Cedros-vermelhos-do-oeste de locais ao longo da costa sul de Washington — entre eles o rio Copalis, o rio Johns e o estuário do Niawiakum — tinham o anel mais externo preservado em 1699. Um artigo paralelo de Gordon Jacoby e colegas, publicado na Geology no mesmo ano, examinou árvores que haviam sobrevivido à subsidência com crescimento perturbado, inclusive abetos-de-Sitka ao longo do rio Columbia, e chegou ao mesmo intervalo de dormência (Jacoby et al. 1997). O anel de 1699 estava completo: a árvore havia concluído toda a sua estação de crescimento, incluindo o lenho tardio, denso e escuro, que se forma no outono. Não havia anel parcial para 1700. As árvores não morreram durante a estação de crescimento de 1700. Morreram em dormência, entre o fim da estação de crescimento de 1699 e o início da de 1700, ou seja, em algum ponto da janela do outono à primavera de 1699–1700 (Yamaguchi et al. 1997). A data de Satake para o terremoto de origem, a noite de 26 de janeiro de 1700, caiu dentro da janela de dormência de Yamaguchi para a morte das árvores (Satake et al. 1996).
A evidência dos anéis de árvores fez mais uma coisa. Como os troncos mortos estavam distribuídos ao longo de pelo menos 90 quilômetros da costa de Washington, todos morrendo no mesmo intervalo de dormência, a ruptura tinha de ter pelo menos esse comprimento ao longo da direção da falha. Somada aos solos soterrados semelhantes de Atwater, tão ao sul quanto o rio Salmon, no Oregon, e tão ao norte quanto a ilha de Vancouver, a morte sincronizada implicava um evento em toda a margem. A datação por anéis de árvores fez uma coisa que o radiocarbono não conseguia: situou a morte dentro de uma única estação de dormência. Essa restrição liga com firmeza as florestas fantasma de Washington a um único evento de estação de dormência e fez de uma única grande ruptura a explicação mais simples. Modelagens posteriores mantiveram vivo, em princípio, um cenário de sequência, mas os registros japoneses de tsunami ainda exigem pelo menos uma ruptura muito grande de Cascádia na noite de 26 de janeiro de 1700: os dois cenários que as datações por radiocarbono dos solos soterrados não haviam conseguido separar (Yamaguchi et al. 1997, errata). Combinada com as marismas de Atwater, soterradas de forma síncrona do norte da Califórnia à ilha de Vancouver, a restrição de uma única estação é o que sustenta a estimativa superior de magnitude 9.
Os registros japoneses de tsunami: fixando a data em uma única noite
Enquanto o trabalho na América do Norte avançava, uma linha de investigação independente no Japão abordava o mesmo problema a partir de seus arquivos. O Japão mantém registros utilizáveis de tsunamis destrutivos desde pelo menos o século VII. No período Edo, quando o xogunato Tokugawa governava o país a partir de Edo e exigia que os funcionários dos distritos enviassem relatórios regulares sobre o clima, as colheitas e os desastres, os registros se tornam densos e duradouros. A maior parte deles sobrevive em arquivos de templos, diários de samurais, livros de registro de aldeias e livros-caixa domésticos de comerciantes que perderam mercadorias nas inundações.
No início da década de 1990, Kenji Satake, então no Geological Survey of Japan, e colegas se propuseram a rastrear todos os registros do período Edo de um tsunami sem pai: uma onda que chegou sem um terremoto sentido. A maioria dos candidatos se desfez, ao ser examinada, em marés de tempestade locais ou em relatos com datas erradas de rupturas japonesas distantes. Um deles, não. De pelo menos seis locais ao longo da costa do Pacífico de Honshu — Kuwagasaki, Tsugaruishi e Otsuchi, em Iwate; Nakaminato, em Ibaraki; Miho, na península de Izu; e Tanabe, em Wakayama —, registros independentes descreviam um tsunami com alturas de espraiamento de cerca de 1,5 a 5 metros, que chegou nas primeiras horas da madrugada de Genroku 12, mês 12, dia 8 (Satake et al. 1996; Atwater et al. 2015).
Traduzida pela conversão entre os calendários japonês e gregoriano, a data Genroku 12.12.8 cai em 27 de janeiro de 1700 no calendário ocidental. Raciocinando de trás para a frente a partir dos horários de chegada em vários locais japoneses, e usando modelos de tempo de percurso de tsunamis calibrados com eventos mais recentes, a equipe de Satake situou a fonte do outro lado do Pacífico. Eliminando cada alternativa plausível — a América do Sul, Kamchatka, o Alasca, as Aleutas, todas sem registros contemporâneos de terremotos naquele dia —, chegaram a Cascádia. Os horários de chegada da onda no Japão, dado o trajeto de círculo máximo, implicavam uma ruptura por volta das 21h00, no horário local, de 26 de janeiro de 1700, horário do Pacífico. As alturas de onda registradas nos relatos japoneses implicavam uma magnitude de momento próxima de 9, com um comprimento de ruptura da ordem de 1.000 quilômetros e um deslizamento médio próximo de 20 metros (Satake et al. 1996; Satake et al. 2003).
As duas reconstruções haviam sido feitas de forma independente, em dois idiomas e a partir de arquivos distintos, separados por um oceano, e se encontraram na mesma noite. A lama de Atwater era boa para algumas décadas. O trabalho de Yamaguchi com anéis de árvores reduziu isso a uma única estação de dormência, do outono de 1699 à primavera de 1700. Os registros japoneses foram a terceira restrição, e a estreitaram a um intervalo de horas.
Satake, Wang e Atwater deram seguimento ao artigo de 1996 com uma reconstrução mais detalhada em 2003, no Journal of Geophysical Research, usando a variação da altura da onda entre os locais japoneses para restringir a distribuição do deslizamento na falha. A solução preferida por eles foi uma ruptura de aproximadamente 1.100 quilômetros, com deslizamento médio em torno de 19 m, o que resultava numa magnitude de momento próxima de 9 (Satake et al. 2003). Uma década depois, Pei-Ling Wang e colegas adotaram a abordagem inversa: em vez de trabalhar de trás para a frente a partir dos registros japoneses de tsunami, trabalharam para a frente, a partir de novas estimativas, baseadas em microfósseis, de quanto a costa norte-americana afundou em 1700 em dezenas de locais entre o norte da Califórnia e a ilha de Vancouver. O modelo preferido por eles exigia um deslizamento heterogêneo, com porções de alto momento separadas por segmentos de menor deslizamento, mais próximo, em caráter, do que hoje se observa em grandes rupturas registradas instrumentalmente, como Tohoku 2011 e Maule 2010, e resultava numa magnitude entre cerca de 8,7 e 9,2 (Wang et al. 2013).
Memória costeira
Os registros japoneses sobreviveram porque foram escritos, em uma escrita e em uma língua com uma tradição arquivística contínua. Na costa norte-americana os registros também existiam; eram falados, e não escritos, e a diferença importaria por três séculos.
Ao longo da costa, do norte da Califórnia à ponta norte da ilha de Vancouver, os povos que viveram a noite de 26 de janeiro de 1700 fizeram o que as pessoas costumam fazer depois de uma catástrofe: contaram histórias sobre ela, histórias inseridas em narrativas maiores sobre a ordem do mundo e as ações de seres poderosos, muitas vezes uma grande ave (o Pássaro-Trovão) e uma grande baleia, cujas batalhas causam tanto o tremor do chão quanto grandes inundações. Existem versões dessa história entre os Yurok e os Tolowa, no norte da Califórnia; os Tillamook e os Siletz, no Oregon; os Quileute, Quinault, Hoh, Makah e Lummi, em Washington; e os Huu-ay-aht (Ohiaht), Hesquiaht, Nuu-chah-nulth e Kwakwaka’wakw da ilha de Vancouver (Ludwin et al. 2005).
O mais específico desses relatos vem da baía de Pachena, na costa sudoeste da ilha de Vancouver. Em 1964, o ancião huu-ay-aht Louis Clamhouse registrou, para o etnógrafo Eugene Arima, a história de como o povo da aldeia da baía de Pachena foi destruído em uma única noite. A terra tremeu; o mar subiu; as pessoas que viviam na praia se afogaram onde dormiam; só sobreviveram aquelas que estavam nas aldeias mais altas ou que, por acaso, estavam em outro lugar. Clamhouse situou o evento no tempo por contagem genealógica, recuando por sua família até aproximadamente o início dos anos 1700. Ludwin e colegas, ponderando estimativas comparáveis de tradições orais ao longo de toda a costa de Cascádia, encontraram uma data mediana de 1701, dentro da margem de erro da data fixada pelas evidências japonesas e dos anéis de árvores (Ludwin et al. 2005). A história nada sabe de marés ou de megafalhas. O que ela tem é uma noite de inverno, um tremor violento, o mar subindo sobre a praia, uma aldeia que sumiu pela manhã.
Ruth Ludwin, então sismóloga pesquisadora da Universidade de Washington, liderou a equipe que comparou sistematicamente essas histórias orais com o registro paleossísmico. O artigo de 2005 na Seismological Research Letters, escrito em coautoria por membros de comunidades das Primeiras Nações e tribais, da arqueologia e da geologia, tratou as histórias como dados. Perguntava se o evento registrado na lama e nos anéis de árvores também podia ser encontrado em narrativas que os povos costeiros vinham carregando havia dez gerações.
A evidência geológica reconstrói o evento. As histórias orais preservam o que foi viver aquilo. A pergunta que resta é com que frequência a costa viveu uma noite como essa e com que frequência voltará a viver.
Com que frequência ocorre um grande terremoto em Cascádia?
Para estimar o quão perigosa é Cascádia na escala de tempo humana, são necessários muitos terremotos, e não um só. O evento de 1700 é o mais recente de uma longa série, e a maior parte dessa longa série fica debaixo d’água.
O arquivo relevante fica ao largo, na bacia de Cascádia, em cânions e canais submarinos que drenam o talude continental para a planície abissal. Quando a margem treme com força suficiente, o sedimento acumulado na parte alta do talude se rompe simultaneamente em muitos lugares. Essas rupturas se fundem em correntes de turbidez, densas avalanches submarinas de areia e lama que descem em disparada pelo cânion, depositando uma camada gradacional chamada turbidito: grossa na base, com granulação cada vez mais fina para o topo. Um único grande terremoto produz um turbidito simultaneamente em muitos sistemas de canais ao longo da direção da margem; uma tempestade ou um único deslizamento, não. A margem de Cascádia é incomumente adequada a esse tipo de registro porque seus cânions submarinos alimentam sistemas de canais longos e organizados, com baixa sedimentação de fundo, de modo que cada turbidito permanece distinto e legível.
Chris Goldfinger e colegas da Universidade Estadual do Oregon passaram duas décadas catalogando essas camadas em testemunhos de pistão, da ilha de Vancouver ao cabo Mendocino. O USGS Professional Paper 1661-F deles, de 2012, relatou turbiditos sincrônicos em vários locais que coincidem, dentro do erro do radiocarbono, com a época e o número dos terremotos registrados nos solos soterrados em terra. O registro se estende pelo Holoceno até cerca de 10.000 anos atrás, com as cinzas do monte Mazama, que formaram o lago Crater há cerca de 7.700 anos, servindo como marcador estratigráfico a meio caminho da seção (Goldfinger et al. 2012).
Ao longo de toda a margem, o catálogo registra algo da ordem de 19 rupturas de comprimento total nos últimos cerca de 10.000 anos, além de cerca de outras vinte rupturas parciais que romperam segmentos mais curtos, em sua maioria ao sul. O intervalo médio de recorrência para eventos de margem inteira é de cerca de 500 anos; a faixa vai de aproximadamente 200 a 1.000 anos. O evento de 1700 foi uma ruptura de margem inteira (Goldfinger et al. 2012). Trabalhos mais recentes, usando turbiditos abissais no sul de Cascádia e novas cronologias de depósitos de tsunami na ilha de Vancouver (Tanigawa et al. 2022), são em geral consistentes com o arcabouço de Goldfinger, embora a contagem exata e a segmentação das rupturas parciais ainda sejam debatidas ativamente.
O próximo terremoto provavelmente será, em linhas gerais, parecido com o de 1700: magnitude de 8,7 a 9,2, vários minutos de tremor forte, de um a dois metros de subsidência costeira, tsunami transpacífico, mas com a possibilidade de ser uma ruptura menor e segmentada, que rompe apenas parte da margem. Como a distribuição de recorrência é ampla, o tempo decorrido desde 1700 (hoje, 326 anos) não implica, por si só, que o próximo evento seja iminente ou esteja atrasado. Implica que a probabilidade condicional de uma grande ruptura nos próximos 50 anos não é desprezível — as estimativas publicadas se concentram em torno de 10–14% para um M9 de margem inteira nos próximos 50 anos, e a probabilidade de qualquer ruptura em Cascádia, incluindo eventos apenas do segmento sul, fica mais perto de uma em três (Goldfinger et al. 2012) — e que essa probabilidade continuará subindo.
Como será o próximo terremoto de Cascádia?
O terremoto de 1700 é o modelo mais nítido que alguém tem para a próxima ruptura de Cascádia, mas não é o único. O caso análogo moderno ficou muito mais forte nas últimas duas décadas, porque o mundo tem sido generoso em grandes terremotos de subducção que podem ser medidos, e não apenas inferidos.
O terremoto de Maule, de magnitude 8,8, em 27 de fevereiro de 2010, no sul do Chile, rompeu uma margem semelhante à de Cascádia, com taxa de convergência e idade da placa comparáveis, e produziu subsidência costeira da mesma ordem. O terremoto de Tohoku-oki, de magnitude 9,1, em 11 de março de 2011, no Japão, rompeu uma zona travada mais longa, com deslizamento muito alto perto da fossa, inundou a costa de Sanriku com ondas de tsunami de até cerca de 40 metros em alguns pontos, matou cerca de 15.900 pessoas e deixou outras 2.500 desaparecidas. Tohoku surpreendeu os sismólogos de duas maneiras: a área de deslizamento que rompeu a fossa era maior do que os modelos anteriores ao evento previam, e a ruptura liberou tanta energia que o tremor do solo em Sendai durou mais de três minutos. A modelagem de Cascádia hoje incorpora rotineiramente cenários-limite do tipo Tohoku, com deslizamento que rompe a fossa e longas durações de tremor (Wang et al. 2013).
O terremoto de Mandalay, de magnitude 7,7, em 28 de março de 2025, na falha de Sagaing, em Mianmar (Mw 7,7 segundo o USGS; Mw 7,8 em alguns estudos sismológicos), ofereceu um tipo diferente de lição. A Sagaing é uma falha transcorrente, e não uma megafalha, de modo que seu mecanismo é diferente do de Cascádia. A característica interessante foi a velocidade de ruptura. Depois de uma fase bilateral inicial, o ramo em direção ao sul acelerou além da velocidade local das ondas de cisalhamento, até cerca de 5 km/s, e manteve essa velocidade supercisalhante ao longo de um segmento de pelo menos 200 km, com alguns modelos cinemáticos estendendo o intervalo supercisalhante mais para o sul, dependendo de como o limite do segmento é definido (Wei et al. 2025; Goldberg et al. 2025). A ruptura total rompeu cerca de 475 km da Sagaing, entre as mais longas rupturas transcorrentes continentais já registradas, na mesma faixa dos eventos de 1906 em San Francisco e de 1857 em Fort Tejon. O resultado foi uma ruptura incomumente longa e incomumente rápida para um terremoto de magnitude 7,7, com tremor violento perto da falha ao longo de centenas de quilômetros e comparações, como análogo moderno, com o terremoto de San Francisco de 1906 (Goldberg et al. 2025; Vera et al. 2025).
Não se espera que a margem de Cascádia abrigue uma ruptura transcorrente supercisalhante da mesma forma: a geometria da megafalha não permite isso. Mas o terremoto de Mandalay reforça um argumento mais amplo: o de que as relações empíricas de escala usadas para prever movimentos do solo se baseiam em uma pequena amostra de grandes eventos, e de que o próximo grande terremoto, em qualquer lugar, ainda pode trazer surpresas que o anterior não anunciou. Uma ruptura em Cascádia em 2030 ou 2080 não será uma cópia fiel de 1700.
Como as comunidades do Noroeste do Pacífico estão se preparando para o próximo terremoto de Cascádia?
Entre o cabo Mendocino e a ponta norte da ilha de Vancouver vivem cerca de nove a dez milhões de pessoas. As cidades de Vancouver, Victoria, Seattle, Tacoma, Olympia, Portland, Eugene e Eureka estão todas dentro da área de tremor forte de uma ruptura de margem inteira em Cascádia. A costa externa — praias e pequenas cidades de Tofino a Ocean Shores, a Cannon Beach e a Crescent City — fica dentro da zona de inundação por tsunami modelada para uma fonte em Cascádia, com tempos de chegada às praias mais próximas de cerca de 15 a 30 minutos após o início da ruptura. Uma repetição de 1700 em 2030 ou 2050 seria o maior desastre natural da história registrada do Canadá ou dos Estados Unidos contíguos.
Desde meados da década de 2010, a compreensão do público alcançou a ciência, e a região passou da conscientização à preparação. Washington e o Oregon agora exigem que novas estruturas críticas — escolas, hospitais, pontes — sejam projetadas para movimentos do solo de Cascádia que incluam explicitamente tremores de longa duração e baixa frequência. Prédios mais antigos de alvenaria não armada em Seattle e Portland continuam sendo um sério problema de segurança de vida, mas existem programas de reforço estrutural, e eles estão em andamento.
As comunidades costeiras adotaram mapas de inundação por tsunami com força legal. As rotas de evacuação são sinalizadas e percorridas a pé. Em Westport, Washington, e no distrito escolar de Ocosta, estruturas de evacuação vertical construídas para esse fim ficam a quinze minutos de caminhada da arrebentação, projetadas para dar a quem não consegue alcançar um terreno elevado algo para subir.
O ShakeAlert, operado pelo U.S. Geological Survey com parceiros no Caltech, na UC Berkeley, na Universidade de Washington, na Universidade do Oregon e na Universidade Central de Washington, emite alertas públicos de terremoto na Califórnia desde 2019, no Oregon desde março de 2021 e em Washington desde maio de 2021. A versão 3 do software entrou no ar em 2024 e acrescentou entradas geodésicas — GPS de alta taxa — que permitem ao sistema acompanhar o crescimento da magnitude em tempo real durante o primeiro minuto de uma grande ruptura. Esse é o tipo de capacidade que a experiência de Tohoku-oki, em 2011, mostrou ser essencial; sem ela, o sistema de alerta tende a subestimar eventos de magnitude 8 e 9 desde os primeiros segundos (McGuire et al. 2025). A expansão da rede de estações sísmicas e geodésicas no Noroeste do Pacífico está em sua fase final, com cobertura total prevista para os próximos anos (McGuire et al. 2025). O sistema de alerta não impede terremotos; ele dá, dependendo da distância até a ruptura, de segundos a cerca de dois minutos de aviso antes que o tremor forte chegue.
As comunidades indígenas vêm se preparando à sua maneira. A Primeira Nação Huu-ay-aht, cujos ancestrais viviam na aldeia da baía de Pachena destruída em 1700, construiu um novo prédio administrativo em terreno alto acima da baía, para que os moradores tenham um lugar para evacuar na vertical; a aldeia de Anacla permanece nas cotas mais baixas, mas há planos para transferi-la. A Tribo Quileute, em La Push, Washington, transferiu sua escola e seu centro tribal para um local mais alto, em uma realocação apoiada pelo governo federal. Os Makah, em Neah Bay, fizeram um planejamento semelhante. Essas mudanças aplicam uma história de 326 anos a um problema que, geologicamente, é certo que voltará a ocorrer, embora nem a ciência nem a tradição oral possam nos dizer em qual década.
Cascádia não vai se romper hoje. Vai se romper, e o relógio que marca quando isso acontecerá começou a andar há 326 anos.
A lama da marisma no Copalis, os troncos mortos de cedro no rio Johns, os registros da corte em Edo: três séculos depois, os três reconstroem a mesma noite com margem de horas. O mesmo faz a história que Louis Clamhouse contou a Eugene Arima em 1964, numa língua que nenhum dos geólogos envolvidos sabia ler.
Perguntas frequentes
Por que o tsunami de 1700 é chamado de “órfão”? Os registros costeiros japoneses do evento de 1700 descrevem um tsunami destrutivo que chegou sem que nenhum terremoto fosse sentido no Japão. Na sismologia histórica japonesa, um tsunami cujo terremoto de origem é desconhecido é chamado de tsunami minashigo ou “tsunami órfão”. O evento de 1700 ficou órfão por quase três séculos, até que Satake e colegas identificaram a zona de subducção de Cascádia como sua origem, em 1996.
Em que a zona de subducção de Cascádia difere da falha de San Andreas? São tipos de falha inteiramente diferentes. A San Andreas é um limite transformante, onde as placas do Pacífico e da América do Norte deslizam horizontalmente uma ao lado da outra; ela produz terremotos de magnitude 7 a meados da casa dos 7, como a ruptura de San Francisco em 1906. A zona de subducção de Cascádia é um limite de empurrão, onde a placa Juan de Fuca mergulha sob a América do Norte; ela pode produzir terremotos de magnitude 8 a 9 e tsunamis transpacíficos. Os dois sistemas se encontram na junção tríplice de Mendocino, ao largo do norte da Califórnia.
O que é tremor e deslizamento episódicos? Abaixo da zona travada sismogênica da megafalha de Cascádia, a fronteira de placas desliza silenciosamente em pulsos rítmicos que duram de dias a semanas, acompanhados de um fraco tremor sísmico. Esses eventos são registrados por redes de GPS e de sismômetros desde o início dos anos 2000 e se repetem em intervalos de cerca de 14 meses sob a ilha de Vancouver. Eles liberam a deformação acumulada sem produzir tremor forte e não são terremotos no sentido convencional.
Um terremoto em Cascádia poderia afetar cidades do interior, como Seattle e Portland? Sim. Uma ruptura de margem inteira em Cascádia produziria um tremor forte e de longa duração, de vários minutos, em todo o antearco de Cascádia, incluindo Seattle, Tacoma, Olympia, Portland, Eugene, Victoria e Vancouver. As cidades do interior ficam fora da zona de inundação por tsunami, mas estão expostas ao mesmo movimento do solo que a costa, com o perigo adicional da amplificação em bacias nas regiões metropolitanas de Seattle e Portland.
