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Un terremoto lento es un evento similar a un terremoto discontinuo que libera energía durante un período de horas a meses, en lugar de los segundos a minutos característicos de un terremoto típico. Detectados por primera vez usando mediciones de deformación a largo plazo, [1] la mayoría de los terremotos lentos ahora parecen estar acompañados de flujo de fluido y temblores relacionados, [2] que pueden detectarse y ubicarse aproximadamente usando datos del sismómetro filtrados apropiadamente (típicamente en la banda de 1-5 Hz ). Es decir, son silenciosos en comparación con un terremoto normal, pero no "silenciosos" como se describió en el pasado. [3]

Los terremotos lentos no deben confundirse con los terremotos de tsunami , en los que la velocidad de ruptura relativamente lenta produce un tsunami desproporcionado con respecto al terremoto que lo desencadenó. En un terremoto de tsunami, la ruptura se propaga a lo largo de la falla más lentamente de lo normal, pero la liberación de energía ocurre en una escala de tiempo similar a otros terremotos.

Causas [ editar ]

Sección transversal común de una zona de subducción

Los terremotos ocurren como consecuencia del aumento gradual de la tensión en una región, y una vez que se alcanza la tensión máxima que las rocas pueden soportar, se genera una ruptura y el movimiento sísmico resultante se relaciona con una caída en la tensión cortante del sistema. Los terremotos generan ondas sísmicas cuando ocurre la ruptura en el sistema, las ondas sísmicas consisten en diferentes tipos de ondas que son capaces de moverse por la Tierra como ondas sobre el agua. [4] Las causas que conducen a los terremotos lentos sólo se han investigado teóricamente, mediante la formación de fisuras de corte longitudinal que se analizaron mediante modelos matemáticos. Las diferentes distribuciones de la tensión inicial , la tensión de fricción por deslizamiento.y la energía de fractura específica se tienen en cuenta. Si la tensión inicial menos la tensión de fricción por deslizamiento (con respecto a la grieta inicial) es baja, y la energía de fractura específica o la resistencia del material de la corteza (en relación con la cantidad de tensión) es alta, entonces se producirán terremotos lentos con regularidad. [5] En otras palabras, los terremotos lentos son causados ​​por una variedad de procesos de adherencia-deslizamiento y fluencia intermedios entre la fractura frágil y dúctil controlada por aspereza . [ cita requerida ] Las asperezas son pequeñas protuberancias y protuberancias a lo largo de las caras de las fracturas. Se documentan mejor a partir de niveles corticales intermedios de ciertas zonas de subducción.(especialmente aquellos que se hunden poco profundamente - SW de Japón, Cascadia, [6] Chile), pero parecen ocurrir también en otros tipos de fallas , en particular en los límites de las placas de deslizamiento como la falla de San Andrés y las fallas normales de "mega-deslizamiento de tierra" en los flancos de los volcanes. [6]

Ubicaciones [ editar ]

Sección transversal de subducción de Cascadia

Las faltas ocurren en toda la Tierra; las fallas pueden incluir fallas convergentes , divergentes y de transformación , y normalmente ocurren en los márgenes de las placas. A partir de 2013, algunas de las ubicaciones que se han estudiado recientemente para terremotos lentos incluyen: Cascadia , [6] California, Japón, Nueva Zelanda, México y Alaska. Las ubicaciones de los terremotos lentos pueden proporcionar nuevos conocimientos sobre el comportamiento de los terremotos normales o rápidos. Al observar la ubicación de los temblores asociados con los terremotos lentos y de deslizamiento lento, los sismólogos pueden determinar la extensión del sistema y estimar futuros terremotos en el área de estudio. [4]

Tipos [ editar ]

Teruyuki Kato identifica varios tipos de terremotos lentos: [7]

  • terremotos de baja frecuencia (LFE)
  • terremotos de muy baja frecuencia (VLF) y terremotos profundos de baja frecuencia
  • eventos de deslizamiento lento (SSE)
  • temblor episódico y deslizamiento (ETS)

Terremotos de baja frecuencia [ editar ]

Gráficos de eventos sísmicos basados ​​en sus amplitudes y frecuencias promedio. Los terremotos de baja frecuencia tienen un pico entre 1 y 3 Hz.

Los terremotos de baja frecuencia (LFE) son eventos sísmicos definidos por formas de onda con períodos mucho mayores que los de los terremotos ordinarios y ocurren abundantemente durante los terremotos lentos. [8] Los LFE pueden ser de origen volcánico, semivolcánico o tectónico, [9] pero aquí solo se describen los LFE tectónicos o los LFE generados durante terremotos lentos. Los LFE tectónicos se caracterizan por magnitudes generalmente bajas (M <3) y tienen frecuencias máximas entre 1 y 3 Hz. [10] Son el componente más grande del temblor no volcánico en las zonas de subducción y, en algunos casos, son el único componente. [8]En contraste con los terremotos ordinarios, los LFE tectónicos ocurren principalmente durante eventos de deslizamiento de larga duración en interfaces de subducción (hasta varias semanas en algunos casos) llamados eventos de deslizamiento lento (SSE). [11] [12] El mecanismo responsable de su generación en las zonas de subducción es el deslizamiento del sentido de empuje a lo largo de los segmentos de transición de la interfaz de la placa. [13] Los LFE son eventos sísmicos altamente sensibles que probablemente pueden ser provocados por las fuerzas de las mareas, así como por la propagación de ondas de terremotos distantes. [8] Los LFE tienen hipocentros ubicados hacia abajo de la zona sismogénica , [14]la región de origen de los mega terremotos. Durante los SSE, los focos LFE migran a lo largo del rumbo en la interfaz de subducción junto con el frente de deslizamiento de cizallamiento primario. [8]

La profundidad de ocurrencia de terremotos de baja frecuencia está en el rango de aproximadamente 20 a 45 kilómetros, dependiendo de la zona de subducción, y a profundidades menores en las fallas de deslizamiento en California. [15] En zonas de subducción "cálidas" como la costa oeste de América del Norte, o secciones en el este de Japón, esta profundidad corresponde a una transición o zona de deslizamiento transitorio entre los intervalos de deslizamiento bloqueados y estables de la interfaz de la placa. [16] La zona de transición se encuentra a profundidades aproximadamente coincidentes con la discontinuidad continental de Mohorovicic . [8] En la zona de subducción de Cascadia, la distribución de los LFE forman una superficie aproximadamente paralela a los eventos sísmicos intercrustales, pero se desplazan de 5 a 10 kilómetros hacia abajo, lo que proporciona evidencia de que los LFE se generan en la interfaz de la placa.

Geometría de placa de subducción y zonas de interplaca definidas cinemáticamente. La zona bloqueada es la menos profunda donde las dos placas están bloqueadas juntas, la zona de deslizamiento transitorio es la zona descendente de la zona bloqueada y es el sitio de los SSE, y la zona de deslizamiento estable es donde las dos placas se deslizan continuamente en su interfaz.

Los terremotos de baja frecuencia son un área activa de investigación y pueden ser indicadores sísmicos importantes para terremotos de mayor magnitud. [8] Dado que se han registrado eventos de deslizamiento lento y sus correspondientes señales de LFE, ninguno de ellos ha estado acompañado por un terremoto de megafonía, sin embargo, los SSE actúan para aumentar la tensión en la zona sismogénica al forzar el intervalo bloqueado entre la placa subductora y anular. para adaptarse al movimiento de inmersión. [17] [8] Algunos cálculos encuentran que la probabilidad de que ocurra un gran terremoto durante un evento de deslizamiento lento es de 30 a 100 veces mayor que las probabilidades de fondo. [17]Comprender el peligro sísmico que los LFE podrían anunciar es una de las principales razones de su investigación. Además, los LFE son útiles para la obtención de imágenes tomográficas de las zonas de subducción porque sus distribuciones mapean con precisión el contacto de la placa profunda cerca de la discontinuidad de Mohorovicic . [18] [19]

Historia [ editar ]

Los terremotos de baja frecuencia se clasificaron por primera vez en 1999 cuando la Agencia Meteorológica de Japón (JMA) comenzó a diferenciar la firma sísmica de LFE en su catálogo de sismicidad. El descubrimiento y la comprensión de los LFE en las zonas de subducción se debe en parte al hecho de que las firmas sísmicas de estos eventos se encontraron lejos de los volcanes. [20] Antes de su descubrimiento, los eventos de temblor de este estilo se asociaron principalmente con el vulcanismo, donde el temblor se genera por el acoplamiento parcial de fluidos magmáticos que fluyen. [20] Los investigadores japoneses detectaron por primera vez un "temblor continuo de baja frecuencia" cerca de la parte superior de la placa del mar filipino en subducción. [21] [20]en 2002. Después de interpretar inicialmente estos datos sísmicos como temblores inducidos por deshidratación, los investigadores en 2007 encontraron que los datos contenían muchas formas de onda LFE, o enjambres de LFE. [11] Antes de 2007, se creía que el temblor y los LFE eran eventos distintos que a menudo ocurrían juntos, pero se sabe que los LFE contemporáneos son el componente más grande que forma el temblor tectónico . [11] Los LFE y SSE se observan con frecuencia en zonas de subducción en el oeste de América del Norte, Japón, México, Costa Rica, Nueva Zelanda, así como en fallas de deslizamiento poco profundas en California. [8]

Detección [ editar ]

Los terremotos de baja frecuencia no exhiben el mismo carácter sísmico que los terremotos regulares, es decir, porque carecen de ondas corporales impulsivas distintas. Las llegadas de ondas P desde LFE tienen amplitudes tan pequeñas que a menudo son difíciles de detectar, por lo que cuando la JMA distinguió por primera vez la clase única de terremoto fue principalmente por la detección de llegadas de ondas S que eran emergentes. [16] Debido a esto, la detección de LFE es casi imposible usando técnicas clásicas. A pesar de su falta de identificadores sísmicos importantes, los LFE se pueden detectar en umbrales bajos de relación señal / ruido (SNR) utilizando métodos avanzados de correlación sísmica. El método más común para identificar LFE implica la correlación del registro sísmico con una plantilla construida a partir de formas de onda LFE confirmadas. [10] [12][8] Dado que los LFE son eventos tan sutiles y tienen amplitudes que con frecuencia quedan ahogadas por el ruido de fondo, las plantillas se construyen apilando formas de onda LFE similares para reducir la SNR. El ruido se reduce hasta tal punto que se puede buscar una forma de onda relativamente limpia en el registro sísmico, y cuando los coeficientes de correlación se consideran lo suficientemente altos, se detecta una LFE. [12] La determinación de la orientación de deslizamiento responsable de las LFE y los terremotos en general se realiza mediante elmétodo del primer movimiento de la onda P. Las ondas P LFE, cuando se detectan con éxito, tienen primeros movimientos indicativos de tensión compresional, lo que indica que el deslizamiento del sentido de empuje es responsable de su generación. [13]Sin embargo, extraer datos de ondas P de alta calidad a partir de formas de onda LFE puede resultar bastante difícil y, además, es importante para realizar determinaciones precisas de la profundidad hipocentral. La detección de llegadas de ondas P de alta calidad es un advenimiento reciente gracias al despliegue de redes de monitoreo sísmico altamente sensibles. La ocurrencia de profundidad de LFE generalmente está determinada por las llegadas de ondas P, pero también se ha determinado mapeando los epicentros de LFE contra geometrías de placas subductoras. [10] Este método no discrimina si el LFE observado se activó o no en la interfaz de la placa o dentro de la propia losa descendente, por lo que se requiere un análisis geofísico adicional para determinar dónde se encuentra exactamente el foco. Ambos métodos encuentran que los LFE se activan efectivamente en el contacto de la placa. [22] [13][10]

Terremotos de baja frecuencia en Cascadia [ editar ]

Zona de subducción de Cascadia.
Registro de datos GPS de eventos de deslizamiento episódico en Cascadia desde la estación Albert Head, Victoria

La zona de subducción de Cascadia se extiende desde el norte de California hasta aproximadamente la mitad de la isla de Vancouver y es donde las placas Juan de Fuca, Explorer y Gorda son anuladas por América del Norte. En la zona de subducción de Cascadia, los LFE se observan predominantemente en la interfase de placas hacia abajo de la zona sismogénica. [23] [10] En la sección sur de la zona de subducción desde las latitudes 40 ° N a 41,8 ° N, los terremotos de baja frecuencia ocurren a profundidades entre 28 y 47 kilómetros, [15] mientras que más al norte, cerca de la isla de Vancouver, el rango se contrae a aproximadamente 25 –37 kilómetros. [10]Esta sección de profundidad de la zona de subducción ha sido clasificada por algunos autores como la zona de "deslizamiento transitorio" o "transición" debido a su comportamiento de deslizamiento episódico [16] y está delimitada hacia arriba y hacia abajo por la "zona bloqueada" y "zona de deslizamiento estable", respectivamente. La sección de deslizamiento transitorio de Cascadia está marcada por altas relaciones Vp / Vs (velocidad de la onda P dividida por la velocidad de la onda S) y se designa como una zona de baja velocidad (LVZ). [10] [23] Además, el LVZ tiene altas proporciones de Poisson determinadas por observaciones de ondas telesísmicas. [22] Estas propiedades sísmicas que definen el LVZ se han interpretado como una región sobrepresionada de la losa descendente con altas presiones de fluido intersticial.[15] [22]La presencia de agua en la interfaz de subducción y su relación con la generación de LFE no se comprende completamente, pero es probable que el debilitamiento hidrolítico del contacto con la roca sea importante. [8]

Donde se han observado repetidamente terremotos de megafonía (M> 8) en las secciones poco profundas (<25 km de profundidad) de la zona de subducción de Cascadia , [24] se ha descubierto recientemente que los terremotos de baja frecuencia ocurren a mayores profundidades, descenso del sismogénico zona. El primer indicador de terremotos de baja frecuencia en Cascadia se descubrió en 1999 cuando se produjo un evento asísmico en la interfaz de subducción en el que la placa predominante de América del Norte se deslizó 2 centímetros al suroeste durante un período de varias semanas, según lo registrado por el Sistema de posicionamiento global (GPS) [ 24]sitios en Columbia Británica. Este aparente evento de deslizamiento lento ocurrió en un área de 50 por 300 kilómetros y tomó aproximadamente 35 días. Los investigadores estimaron que la energía liberada en tal evento sería equivalente a un terremoto de magnitud 6-7, pero no se detectó ninguna señal sísmica significativa. [24] El carácter asísmico del evento llevó a los observadores a concluir que el deslizamiento fue mediado por una deformación dúctil en profundidad. [24] Después de un análisis más detallado del registro de GPS, se encontró que estos eventos de deslizamiento inverso se repiten en intervalos de 13 a 16 meses y duran de 2 a 4 semanas en cualquier estación de GPS. [25] Poco después, los geofísicos pudieron extraer las firmas sísmicas de estos eventos de deslizamiento lento y descubrieron que eran similares a los temblores [26]y clasificó el fenómeno como temblor y deslizamiento episódico (ETS). Tras el advenimiento de las técnicas de procesamiento mejoradas y el descubrimiento de que los LFE forman parte del temblor, [11] los terremotos de baja frecuencia se consideraron ampliamente como una ocurrencia común en la interfase de placas en el fondo de la zona sismogénica en Cascadia.

Los temblores de baja frecuencia en la zona de subducción de Cascadia están fuertemente asociados con la carga de las mareas. [27] Varios estudios en Cascadia encuentran que las señales sísmicas pico de baja frecuencia alternan de estar en fase con la tasa máxima de esfuerzo cortante de marea a estar en fase con el esfuerzo cortante de marea pico, [28] lo que sugiere que los LFE están modulados por cambios en el mar. nivel. Los eventos de deslizamiento por cizallamiento responsables de los LFE son, por lo tanto, bastante sensibles a los cambios de presión en el rango de varios kilopascales.

Terremotos de baja frecuencia en Japón [ editar ]

Ajuste de subducción de Japón.

El descubrimiento de LFE se origina en Japón en el canal de Nankai y se debe en parte a la colaboración nacional de investigación sismológica después del terremoto de Kobe de 1995. Los terremotos de baja frecuencia en Japón se observaron por primera vez en un entorno de subducción donde la placa del mar de Filipinas se subduce en el Abrevadero de Nankai cerca de Shikoku . El temblor continuo de baja frecuencia observado por los investigadores se interpretó inicialmente como el resultado de reacciones de deshidratación en la placa de subducción. [21] La fuente de estos temblores ocurrió a una profundidad promedio de alrededor de 30 kilómetros, y se distribuyeron a lo largo del rumbo de la interfaz de subducción en una longitud de 600 kilómetros. [20]Al igual que en Cascadia, estos temblores de baja frecuencia ocurrieron con eventos de deslizamiento lento que tuvieron un intervalo de recurrencia de aproximadamente 6 meses. [29] El descubrimiento posterior de LFE que forman temblores [11] confirmó la existencia generalizada de LFE en las zonas de subducción japonesas, y los LFE son ampliamente observados y se cree que ocurren como resultado de SSE.

La distribución de LFE en Japón se centra en la subducción de la placa del Mar de Filipinas y no en la placa del Pacífico más al norte. [18] Esto probablemente se deba a la diferencia en las geometrías de subducción entre las dos placas. La placa del Mar de Filipinas en la vaguada de Nankai se subduce en ángulos generales menos profundos que la placa del Pacífico en la Fosa de Japón , [30] por lo que hace que la Fosa de Japón sea menos adecuada para SSE y LFE. Los LFE en Japón tienen hipocentros ubicados cerca de la extensión más profunda de la zona de transición, hacia abajo desde la zona sismogénica. [18] Las estimaciones para la ocurrencia de profundidad de la zona sismogénica cerca de Tokai, Japón son de 8 a 22 kilómetros según lo determinado por métodos térmicos. [31]Además, las LFE ocurren en un rango de temperatura de 450 a 500 ° C en Tokai, lo que indica que la temperatura puede jugar un papel importante en la generación de LFE en Japón. [31]

Terremotos de muy baja frecuencia [ editar ]

Los terremotos de muy baja frecuencia (VLF) pueden considerarse una subcategoría de terremotos de baja frecuencia que difieren en términos de duración y período. Los VLF tienen magnitudes de aproximadamente 3-3,5, duraciones de alrededor de 20 segundos, [8] y se enriquecen aún más en energía de baja frecuencia (0,03–0,02 Hz). [32] Los VLF ocurren predominantemente con LFE, pero lo contrario no es cierto. Hay dos configuraciones principales de la zona de subducción donde se han detectado VLF, 1) dentro del prisma de acreción en alta mar y 2) en la interfaz de la placa de inmersión hacia abajo de la zona sismogénica. Dado que estos dos entornos tienen profundidades considerablemente diferentes, se han denominado VLF poco profundos y VLF profundo, respectivamente. [8]Al igual que los LFE, los terremotos de muy baja frecuencia migran a lo largo del impacto durante los eventos ETS. [32] Se han encontrado VLF tanto en la zona de subducción de Cascadia en el oeste de América del Norte, [33] como en Japón en el canal Nankai y la trinchera Ryukyu. [34]

Los VLF son producidos por mecanismos de falla inversa, [35] similares a los LFE.

Eventos de deslizamiento lento [ editar ]

Los eventos de deslizamiento lento (SSE) son eventos de deslizamiento de corte de larga duración en las interfaces de subducción y los procesos físicos responsables de la generación de terremotos lentos. Son episodios lentos de desplazamiento del sentido del empuje que pueden durar hasta varias semanas y, por lo tanto, se denominan "lentos". [8] En muchos casos, el intervalo de recurrencia para los eventos de deslizamiento lento es notablemente periódico y se acompaña de temblor tectónico, lo que lleva a los sismólogos a denominar temblor y deslizamiento episódico (ETS). En Cascadia, el período de retorno de las SSE es de aproximadamente 14,5 meses, pero varía a lo largo del margen de la zona de subducción. [36] En la región de Shikoku en el suroeste de Japón, el intervalo es más corto en aproximadamente 6 meses, según lo determinado por los cambios de inclinación de la corteza. [29]Algunas ESS tienen duraciones superiores a varios años, como la ESS de Tokai, que duró desde mediados de 2000 hasta 2003. [37]

El lugar de desplazamiento del evento de deslizamiento lento se propaga a lo largo del rumbo de las interfaces de subducción a velocidades de 5 a 10 kilómetros por día durante terremotos lentos en Cascadia, [38] y esta propagación es responsable de la migración similar de LFE y temblor.

Temblor episódico y deslizamiento [ editar ]

Artículo principal: temblor episódico y deslizamiento
Diagrama de terremoto FW-HW

Los terremotos lentos pueden ser episódicos (relativos al movimiento de las placas) y, por lo tanto, algo predecible, un fenómeno denominado "temblor y deslizamiento episódico" o "ETS" en la literatura. Los eventos de ETS pueden durar semanas, a diferencia de los "terremotos normales" que ocurren en cuestión de segundos. Varios eventos de terremotos lentos en todo el mundo parecen haber desencadenado terremotos sísmicos importantes y dañinos en la corteza menos profunda (por ejemplo, 2001 Nisqually , 1995 Antofagasta ). Por el contrario, los grandes terremotos desencadenan un "deslizamiento post-sísmico" en la corteza y el manto más profundos. [39]

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 reapareció en 2008 y 2013. [40] Dura alrededor de un año cada vez, liberando tanta energía como un terremoto de magnitud 7.

Ver también [ editar ]

  • Fluencia asísmica

Referencias [ editar ]

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Enlaces externos [ editar ]

  • Demostraciones y animaciones de ondas sísmicas - Universidad de Purdue
  • Una secuencia lenta de terremotos en la falla de San Andrés - Nature
  • Un nuevo tipo de movimiento elimina el terremoto del terremoto - Descubre
  • Familias de terremotos lentos en la placa del mar filipino en subducción en el suroeste de Japón - Instituto Nacional de Investigación para Ciencias de la Tierra y Resiliencia ante Desastres
  • Un terremoto silencioso en Hawái ofrece pistas para la detección temprana de tsunamis catastróficos - Universidad de Stanford
  • ¿Sentiste ese terremoto? Probablemente no… - West Hawaii Today
  • Slow Earthquakes, ETS y Cascadia - Universidad Central de Washington
  • Terremotos lentos de BC alimentados por fluido - CBC News