I.- El marco sismo- tectónico del Golfo de California
La región sismotectónica de Baja
California 1 (BC1) incluye a la propia Península de Baja California y la
sismicidad de la zona es debida al contacto transformante entre las placas Pacífico
y Norteamericana (Fig. 1). Este contacto igualmente está separando en dirección
noroeste, a la península de Baja California del resto del territorio mexicano. La
sismicidad es menos frecuente que en el área del Golfo, pero de igual modo se
han presentado episodios notables (Fig.
2). Al norte de la Península se generan aceleraciones al menos dos veces
mayores que las ocurridas al sur. (CENAPRED, 2016).
Fig. 1. Mapa fisiográfico y entorno
tectónico del Golfo de California. B-Bahía Concepción; Microplaca BCM-Baja
California; Csl-Cabo San Lucas; Cuenca L-Loreto; PV-Puerto Vallarta; Falla SAF-San
Andreas; SD-San Diego; SMO-Sierra Madre Occidental; Cuenca SR-Santa Rosalía; TM-Islas
Tres Marías; Yu-Yuma (Fuente: Umhoefer et al., 2018)
(FUENTE: CENAPRED, 2016)
Por su parte, la región sismotectónica de Baja California 2 (BC2), comprende el mar de Cortés, es decir la parte marina de la Península de Baja California. La sismicidad de la zona es interplaca y es debida al contacto transformante entre las placas Pacífico y Norteamericana. Este contacto igualmente está separando en dirección noroeste, a la península de Baja California del resto del país.
Presentándose una sismicidad frecuente, pero con escasos episodios importantes. Al norte de la Península se generan aceleraciones al menos dos veces mayores que las registradas al sur. Los mecanismos focales describen fallas laterales o normales dependiendo de su situación y proximidad, ya sea a centros de acreción o a fallas transformantes. La sismicidad es mayor al norte debida a dichos fallamientos (Fig. 3).
En el
área conocida como el Alto Golfo de California, región geográfica justo en el
vértice formado por el límite de los estados de Baja California y Sonora,
también ha sido afectado en el pasado por sismos con epicentros registrados en
el estado de Arizona, Estados Unidos de América y que fueron documentados para
el período 1730 a 1980 por DuBois et al. (1982)
Lo anterior y de acuerdo con la información disponible en el Arizona Geological Survey (2020), es debido a que el condado de Yuma, tiene un asiento en primera fila en el escenario de los grandes productores de terremotos en el mundo, que es el Sistema de fallas de San Andrés que delimita las placas tectónicas del Pacífico y la Norteamericana. La falla Imperial en el Salton Trough del sureste de California, cerca de 56 kilómetros al oeste de Yuma, fue la fuente de grandes terremotos que causaron daños importantes en 1940 (M= 7.0), en 1979 (M=6.5). (Fig. 4).
Fig. 4. Fallas geológicas en
la región del Alto Golfo de California, México y Arizona, Estados Unidos de América.
Los círculos rojos son los sismos de 1940 (M=7.0) y 1979 (M=6.5) (Fuente: Arizona
Geological Survey,2020)
El potencial para severos movimientos de terreno de este condado es el más grande que en cualquier otro lugar de Arizona y además de los terremotos originados en el sureste de California, Baja California, México o en el norte del Golfo de California que son a menudo percibidos aquí; tal como ocurrió con el terremoto del domingo 4 de abril de 2010 (M= 7,2) originado en otras fallas cerca de Sierra El Mayor en Baja California, México, produjo moderados movimientos del suelo en Yuma, mientras en la cercana Mexicali, Baja California, México, hubo dos fallecidos y 233 heridos. (Arizona Geological Survey)
A la
secuencia de olas que se generan cuando cerca o en el fondo del océano ocurre un
terremoto, se le denomina tsunami o maremoto. Al acercarse a la costa estas
olas pueden alcanzar alturas de varios metros y provocar grandes pérdidas
humanas y materiales. La gran mayoría de los tsunamis tiene su origen en el
contorno costero del Pacífico, es decir, en zonas de subducción. Se generan
cuando se presenta un movimiento vertical del fondo marino ocasionado por un
sismo de gran magnitud cuya profundidad sea menor que 60 km. Otras causas mucho
menos frecuentes de tsunamis son las erupciones de volcanes submarinos, impacto
de meteoritos o deslizamientos de tierra bajo el mar. (CENAPRED, 2001)
Los tsunamis se clasifican en locales, cuando el sitio de arribo se encuentra dentro o muy cercano a la zona de generación, regionales, cuando el litoral invadido está a no más de 1000 km y lejanos, cuando se originan a más de 1000 km. Las zonas de origen y arribo de tsunamis que han sido observados o registrados en México, se ilustran en la figura 5.
(Fuente: CENAPRED, 2001)
Como
se ha mencionado líneas arriba, dado que en el Golfo de California el
movimiento entre placas es lateral y el componente vertical en el movimiento
del fondo marino es mínimo, se esperaría que no se produjeran tsunamis locales.
Para las costas de Baja California, Sonora y Sinaloa se considera en
términos generales que la altura de ola máxima esperable es de 3 m, mientras
que en el resto de la costa occidental de la República Mexicana, dicha altura
es hasta de 10 m y aquí lo interesante
es conocer por que la zona señalada en la desembocadura del río Colorado, es
clasificada como generadora de tsunamis locales, con altura de olas de hasta de
3 m (CENAPRED, 2001).
III.- El
sismo y tsunami del 29 de noviembre de 1852
Los relatos posteriores en los catálogos de terremotos históricos repetían informes erróneos sobre los datos, la ubicación y la intensidad del terremoto de Fuerte Yuma y en la revisión de los relatos originales indica que ocurrió alrededor del mediodía de ese día. El análisis de la geología regional sugiere que el terremoto habría estado asociado con un sismo de Salton Trough.
La comparación de los efectos del terremoto del Fuerte Yuma con los de otros grandes terremotos posteriores en la región indica que el evento probablemente se localizó a unos 25 a 50 kilómetros al suroeste de Yuma y tuvo una magnitud probable de 6 a 7 y con una intensidad de V en San Diego, como lo indica Agnew (1978)
De acuerdo al portal del Southern California Earthquake Data Center (SCEDC, 2020), el sismo de Volcano Lake Earthquake, fue originado por un tipo de fallamiento probablemente de strike-slip lateral derecho y con epicentro en los 32° 25' N, 115° 00' W cerca de 48 km al Sur oeste de Yuma, Arizona y le otorgan una magnitud de 6.5 y formó grietas en el desierto de arcilla cerca del Río Colorado y causó que los volcanes de lodo y los géiseres se activaran al suroeste del Fuerte Yuma, cerca del Lago Volcán, México, donde presumiblemente se encontraba el epicentro. (Fig. 6)
El temblor se sintió en San Diego, EUA., donde las oscilaciones duraron aproximadamente 2 minutos, lugar en que el suelo aparentemente se desplazó verticalmente 0.1-0.15 m. (Sánchez Devora y Farreras, 1993) y se sintió hasta Guaymas, en Sonora, México y es posible que una serie de fuertes sacudidas se sintiera en todo el sur de California en noviembre de 1852, desde Baja California hasta San Luis Obispo, pero se desconoce la relación entre estos terremotos (si es que hubo varias sacudidas fuertes).
Aunque hay un reporte de una replica ocurrida a las 8 A.M. del 30 de noviembre de 1852, sentida en San Diego (Agnew, 1978). Para el Cal OES del Gobierno de California (2020) este tsunami se considera dentro de los históricamente observados en San Francisco y reportan que el lago Merced fue drenado en esa ocasión.
Soloviev
y Go en 1975, mencionan que la tripulación de un barco anclado a 55 km de la
boca del Rio Colorado, sintió el sismo precedido de ruidos y vio retirarse el
agua rápidamente. La embarcación que estaba anclada en un sitio con 4 m de
profundidad de agua, quedó varada a 1 m del fondo. Los bajos de arena del delta
del rio quedaron muy modificados después del sismo.
Muy probablemente este tsunami fue ocasionado por un deslizamiento de grandes dimensiones de los sedimentos que constituyen el delta del Río Colorado. (CENAPRED, 2001).
Referencias
Agnew C.D. , Legg M., Strand C. (1978) Earthquake history of San Diego. University of California and San Diego State University. 16 pp. https://igppweb.ucsd.edu/~agnew/Pubs/agnew.a10.pdf
Arizona Geological Survey, 2020. http://repository.azgs.az.gov/sites/default/files/dlio/files/nid1944/yuma-earthquake-brochure-skm-2-pg.pdf
Balderman M.A., Johnson C. A.,
Miller D.G., Schmidt. D. L. (1978) The 1852 Fort Yuma earthquake Bulletin of
the Seismological Society of America. June 1 1978. 68 (3): 699–710. https://pubs.geoscienceworld.org/ssa/bssa/article-abstract/68/3/699/101929/The-1852-Fort-Yuma-earthquake?redirectedFrom=fulltext
DuBois S.M.,
Smith A.W, Nye N. K., Nowak T.A. Jr. (1982). Arizona Earthquakes 1776-1980. University
of Arizona Tucson. State of Arizona Bureau of Geology and Mineral Technology. Geological
Survey Branch Bulletin 193. 456 p. https://www.resolutionmineeis.us/sites/default/files/references/dubois-az-earthquakes-1982.pdf
Sánchez D. A. Farreras S. S.
1993. Catálogo de tsunamis (maremotos) en la costa occidental de México. World
Data Center A For Solid Earth Geophysics Publication Se-50 January 1993.
National Geophysical Data Center. 79 pp.
Secretaría de Gobernación, 2001.
Diagnóstico de Peligros e Identificación de Riesgos de Desastres en México. CENAPRED.
Primera Edición. Impreso en México. Pp. 50-54.
Secretaría de Gobernación, 2016.
Investigación sobre Peligro y Riesgo Sísmico. Coordinación Nacional de
Protección Civil México. CENAPRED. Septiembre 2016. Pp. 47-51. https://www1.cenapred.unam.mx/COORDINACION_ADMINISTRATIVA/SRM/FRACCION_XLI_A/48.pdf
Soloviev S. L., CH.N. G0 1975. Catalogue of tsunamis on the eastern shore of the Pacific Ocean Moscow, 204 pp., Traduccion al inglés por el Canada Institute for Scientific and Technical Information National Research Council Ottawa, Ontario, Canada https://waves-vagues.dfo-mpo.gc.ca/Library/61161.pdf.
Southern California
Earthquake Data Center (SCEDC) ,2020
https://scedc.caltech.edu/earthquake/volcanolake1852.html
Umhoefer P., Darin M. , Bennett S., Skinner L.,Dorsey
R., Oskin M. (2018). Breaching of strike-slip faults and
successive flooding of pull-apart basins to form the Gulf of California seaway
from ca. 8–6 Ma. Geology. 46 (8):
695–698. DOI: 10.1130/G40242.1
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