Temblor episódica y deslizamiento ( ETS ) es un sismológicos fenómeno observado en algunas zonas de subducción que se caracteriza por no terremoto estruendo sísmico, o temblor, y deslizamiento lento a lo largo de la interfaz de la placa. Los eventos de deslizamiento lento se distinguen de los terremotos por su velocidad de propagación y enfoque . En los eventos de deslizamiento lento, hay una aparente inversión del movimiento de la corteza, aunque el movimiento de falla permanece consistente con la dirección de subducción. Los eventos ETS en sí mismos son imperceptibles para los seres humanos y no causan daños. [1]
Descubrimiento
El temblor episódico no volcánico se identificó por primera vez en el suroeste de Japón en 2002. [2] Poco después, el Servicio Geológico de Canadá acuñó el término "temblor y deslizamiento episódico" para caracterizar las observaciones de las mediciones GPS en el área de la isla de Vancouver . [3] La isla de Vancouver se encuentra en la región norteamericana del este de la zona de subducción de Cascadia . Se observó que los eventos de HTA en Cascadia reaparecían cíclicamente con un período de aproximadamente 14 meses. [4] El análisis de las mediciones condujo a la predicción exitosa de eventos ETS en los años siguientes (por ejemplo, 2003, 2004, 2005 y 2007). En Cascadia, estos eventos están marcados por aproximadamente dos semanas de temblor sísmico de 1 a 10 Hz y deslizamiento no sísmico ("asísmico") en el límite de la placa equivalente a un terremoto de magnitud 7. (El temblor es una señal sismológica débil solo detectable por sismómetros muy sensibles). Los episodios recientes de temblor y deslizamiento en la región de Cascadia se han producido en la región que se rompió en el terremoto de Cascadia de 1700 .
Desde el descubrimiento inicial de este modo sísmico en la región de Cascadia, se han detectado deslizamientos lentos y temblores en otras zonas de subducción en todo el mundo, incluidos Japón y México. [5] El deslizamiento lento no se acompaña de temblores en la zona de subducción de Hikurangi . [6]
Cada cinco años, se produce un terremoto de este tipo que dura un año debajo de la capital de Nueva Zelanda , Wellington . Se midió por primera vez en 2003 y ha reaparecido en 2008 y 2013. [7]
Caracteristicas
Comportamiento de deslizamiento
En la zona de subducción de Cascadia, la Placa de Juan de Fuca , una reliquia de la antigua Placa de Farallón , se está subduciendo activamente hacia el este debajo de la Placa de América del Norte . El límite entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte generalmente está "bloqueado" debido a la fricción entre placas. Un marcador de GPS en la superficie de la placa de América del Norte sobre la región bloqueada tendrá una tendencia hacia el este a medida que es arrastrado por el proceso de subducción. Las mediciones geodésicas muestran inversiones periódicas en el movimiento (es decir, el movimiento hacia el oeste) de la placa norteamericana que se derrumba. [4] Durante estas reversiones, el marcador GPS se desplazará hacia el oeste durante un período de días a semanas. Debido a que estos eventos ocurren durante mucho más tiempo que los terremotos, se denominan "eventos de deslizamiento lento".
Se ha observado que ocurren eventos de deslizamiento lento en las zonas de subducción de Cascadia, Japón y México. [5] Las características únicas de los eventos de deslizamiento lento incluyen la periodicidad en escalas de tiempo de meses a años, el foco cerca o hacia abajo de la zona bloqueada y la propagación a lo largo del rumbo de 5 a 15 km / d. [5] En contraste, una velocidad de ruptura típica de un terremoto es del 70 al 90% de la velocidad de la onda S , o aproximadamente 3,5 km / s.
Debido a que los eventos de deslizamiento lento ocurren en las zonas de subducción, su relación con los mega terremotos es de importancia económica, humana y científica. El peligro sísmico que plantean los eventos ETS depende de su enfoque. Si el evento de deslizamiento lento se extiende a la zona sismogénica , se liberaría el estrés acumulado, disminuyendo el riesgo de un terremoto catastrófico. [8] [9] Sin embargo, si el evento de deslizamiento lento ocurre hacia abajo de la zona sismogénica, puede "cargar" la región con tensión. [8] [10] La probabilidad de un gran terremoto ( escala de magnitud de momento ) se ha sugerido que es 30 veces mayor durante un evento ETS que en otro caso, [11] pero observaciones más recientes han demostrado que esta teoría es simplista. [12] Un factor es que el temblor ocurre en muchos segmentos en diferentes momentos a lo largo del límite de la placa; otro factor es que rara vez se han observado temblores y terremotos grandes que se correlacionan en el tiempo. [13]
Temblor
Los eventos de deslizamiento lento están frecuentemente relacionados con un "estruendo" sismológico no volcánico o temblor. El temblor se distingue de los terremotos en varios aspectos clave: frecuencia, duración y origen. Las ondas sísmicas generadas por terremotos son de alta frecuencia y de corta duración. Estas características permiten a los sismólogos determinar el hipocentro de un terremoto utilizando métodos de primera llegada . Por el contrario, las señales de temblor son débiles y de duración prolongada. [14] Además, mientras que los terremotos son causados por la ruptura de fallas , el temblor generalmente se atribuye al movimiento subterráneo de fluidos (magmático o hidrotermal). [15] Además de en las zonas de subducción, se han detectado temblores en fallas de transformación como la de San Andreas . [dieciséis]
En las zonas de subducción de Cascadia y Nankai , los eventos de deslizamiento lento están directamente asociados con el temblor. [4] [17] En la zona de subducción de Cascadia, los eventos de deslizamiento y las señales de temblor sismológico coinciden espacial y temporalmente, [18] pero esta relación no se extiende a la zona de subducción mexicana. [19] Además, esta asociación no es una característica intrínseca de los eventos de deslizamiento lento. En la Zona de Subducción de Hikurangi , Nueva Zelanda, los eventos de deslizamiento episódico están asociados con micro - terremotos distintos con fallas inversas. [6]
Se han identificado dos tipos de temblores: uno asociado con la deformación geodésica (como se describió anteriormente) y otro asociado con ráfagas de 5 a 10 segundos excitadas por terremotos distantes. El segundo tipo de temblor se ha detectado en todo el mundo; por ejemplo, se ha desencadenado en la falla de San Andrés por el terremoto de Denali de 2002 y en Taiwán por el terremoto de Kunlun de 2001 . [20] [21]
Interpretación geológica
El temblor se asocia comúnmente con el movimiento subterráneo de fluidos magmáticos o hidrotermales. [15] Cuando una placa se subduce en el manto, pierde agua de su espacio poroso y debido a los cambios de fase de los minerales hidratados (como el anfíbol ). Se ha propuesto que esta liberación de agua genera un fluido supercrítico en la interfaz de la placa, que lubrica el movimiento de la placa. [22] Este fluido supercrítico puede abrir fracturas en la roca circundante, y ese temblor es la señal sismológica de este proceso. [22] El modelado matemático ha reproducido con éxito la periodicidad del temblor episódico y el deslizamiento en la región de Cascadia al incorporar este efecto de deshidratación. [23] En esta interpretación, el temblor puede intensificarse cuando la corteza oceánica en subducción es joven, caliente y húmeda en lugar de más vieja y fría.
Sin embargo, también se han propuesto modelos alternativos. Se ha demostrado que el temblor está influenciado por las mareas o el flujo de líquido variable a través de un volumen fijo. [8] [24] El temblor también se ha atribuido al deslizamiento por cizallamiento en la interfaz de la placa. [4] Contribuciones recientes en modelos matemáticos reproducen las secuencias de Cascadia y Hikurangi (Nueva Zelanda) y sugieren que la deshidratación in situ es la causa de los episodios de temblor y deslizamiento. [25] [26] [27]
Ver también
- Geodinámica
- Placas tectónicas
- Sismología
- Terremoto lento
Referencias
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enlaces externos
- Recursos naturales de Canadá